Schweden 4: In der Protoginzone / Norra Kärr

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Im Steinbruch zwischen Barnarp und Tenhult. Innerhalb der Protoginzone wird hier ein Hyperit-Diabas abgebaut. Daneben tritt lokal der grobkörnige Barnarp-Granit auf. Nach einer kurzen Einleitung zur Protoginzone folgen Bilder von einigen Aufschlüssen aus diesem Gebiet. Besucht wurden Aufschlüsse von Hyperit am Taberg (1), Vaggeryd-Syenit in Klevshult (2), Hyperit und Granit bei Barnarp (3) und ein Gabbro bei Torestorp/ N Vaggeryd (4). Anschließend folgen Beschreibung und Bericht eines Besuches im Alkalisyenitvorkommen von Norra Kärr (5).   

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Geologische Karte aus kristallin.de von Südschweden mit Exkursionspunkten. Etwa in der Mitte (gestrichelte Linien) ist der Verlauf der Protoginzone westlich vom Vätternsee bis Kristianstad im Süden zu erkennen. Der folgende Text entstand nach Angaben in Anfreasson/Rodhe 1992.

Die Protoginzone (PZ) ist ein System von Deformations- und Schwächezonen innerhalb der Kontinentalplatte des Baltischen Schildes. Sie besitzt eine komplexe Struktur und eine lange tektonische Geschichte. Von Schonen ausgehend verläuft sie grob in NNE, N bis NNW-streichenden Richtungen über Småland bis nach Värmland und möglicherweise weiter bis in die westliche Gneisregion Norwegens. In Südschweden teilt die Protoginzone zwei geologische Großeinheiten: die Südwestschwedische Gneisregion mit dem Granulitgebiet auf der westlichen Seite von Gesteinen des Transskandinavischen Magmatitgürtels (TIB) im Osten. Westlich der PZ dominieren also Gesteine wie Gneise und mafische Granulite, die v.a. während der svekonorwegischen Gebirgsbildung vor etwa 1 Ga eine hochgradige Metamorphose durchliefen. Im Osten der PZ gibt es Magmatite wie Granite und Vulkanite in einem tektonisch sehr stabilen Gebiet, begleitet von N-S streichenden Doleriten. Die lithologische Grenze ist allerdings nicht immer scharf ausgebildet, Granite des TIB können beiderseits der PZ liegen. Möglicherweise existierte die PZ bereits, als die Gesteine des TIB intrudierten, also vor spätestens 1,65 Ga.

Die lange Geschichte der Protoginzone zeigt, dass große und alte Schwächezonen in der Erdkruste selten ausheilen. Verschiedene Phasen von Kompression, Extension, Hebung, vertikaler und horizontaler Bewegungen, Magmatismus und hydrothermalen Mineralisationen sind bekannt. Zonen duktiler und spröder Deformation gehen oft ineinander über. Zonen duktiler Deformation enthalten Gesteine mit Foliationen, Lineationen und mylonitischen Texturen. Brekzien, Tachylite und Harnische sind Ausdruck spröder Deformation. Im kleineren Maßstab besteht die PZ aus manchmal sehr steil einfallenden Deformationszonen, jede einzelne von ihnen ist z.B. knapp südlich des Vättern-Sees weniger als 100 m breit, bei einer Gesamtbreite der Protoginzone in diesem Gebiet zwischen 20-30 km.

In der PZ treten mafische und felsische Intrusionen auf. Es sind vor allem 3 Generationen von mafischen Gangschwärmen sehr ähnlicher Zusammensetzung (1.500, 1.200 und 900 Ma) zu nennen. Die Hyperite gehören zu dieser Gruppe und treten an vielen Orten zutage (z.B. Taberg, Barnarp, am Immeln-See). Von den syenitischen Intrusionen (Vaggeryd, Glimåkra/Gumlösa) ist jene des Vaggeryd-Syenits mit einer Ausdehnung 60 km Länge und bis zu 10 km Breite die größte. Die Ränder dieser Syenit-Intrusionen sind foliiert, das Alter der Syenite beträgt etwa 1.120-1.220 Ma. Innerhalb der PZ gibt es Gesteine mit einem Metamorphosegrad max. der Epidot-Amphibol-Fazies, ebenso Gesteine mit Spuren hydrothermaler Alteration und Mineralisation.

Die Protoginzone war höchstwahrscheinlich betroffen und/oder reaktiviert während großer gebirgsbildener Ereignisse wie der Kaledonischen, Herzynischen und Alpidischen Orogenese. Der SW-Rand des Baltischen Schildes wurde dabei einbezogen und muss sich in Bewegungen entlang der PZ ausgewirkt haben. Mindestens lokal hat auch der Rückzug des Eispanzers in den vergangenen Kaltzeiten kleinmaßstäbliche Faltung bewirkt. Die Protoginzone ist immer noch aktiv, wobei Horizontalverschiebungen vorherrschen.

 

(1) Taberg

Der Taberg (343 m) in der gleichnamigen Stadt ist ein altes Erzlager 15 km SSW von Jönköping. Hier wurde vom Mittelalter bis 1962 Eisenerz abgebaut, das in einem weltweit sehr seltenen Gestein (Titanomagnetit-Olivinit, Hyperit-Varietät) enthalten ist.

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Der Erzberg erhebt sich 120 m hoch. Blick auf die abgetragene Flanke und den Eingang in das untere Schachtsystem. Insgesamt 2 Mio. t Erz wurden hier abgebaut, davon etwa 1,5 Mio t während des 2. Weltkrieges v.a. für die deutsche Rüstungsindustrie. Durch den hohen Vanadium- und Titan-Gehalt (und geringen Phosphor-Gehalt) müsste das am Taberg gewonnene Eisen von Natur aus günstige mechanische Eigenschaften besitzen, ähnlich Stahl: bruchfest, biegsam, aber zäh. Der Taberg ist Naturschutzgebiet (artenreiche Moosfauna), Probenentnahmen sollten umsichtig erfolgen. Vanadium wurde vom schwedischen Chemiker N.G. Sefström in Eisenproben vom Taberg 1830 wiederentdeckt.

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Weitere abgetragene Flanke auf der anderen Seite des Berges. Das Gestein ist Hyperit, Alter etwa 1,2 Ga (Lu-Hf-Chronologie in Apatit: 1.204 ± 2 Ma nach Larsson & Söderlund 2005). Hyperite drangen entlang von Störungen in der Protoginzone auf, kommen an mehreren Orten vor und werden auch teilweise als Zierstein (z.B. am Immelnsee) abgebaut („schwarzer Granit“, petrographisch unzutreffender Name). Hyperit, Hyperit-Diabas oder „Hypersthen-Basalt“ ist ein Gabbro (Mela-Troktolith nach nach Larsson & Söderlund 2005), bestehend aus Pyroxen und Plagioklas. Letzterer ist durch Eisenoxide (und Alterationsprodukte) schwarz gefärbt. Das gesamte Gestein wirkt somit schwarz bis dunkelbraun. Der enthaltene Pyroxen ist Hypersthen, ein veralteter Name für Orthopyroxen mit 50-70 Mol% Enstatit (nach Vinx 2011; heute: Enstatit-Ferrosilit-Reihe). Das Gestein vom Taberg enthält darüber hinaus reichlich Magnetit mit hohen Gehalten an Titan (4-6%, Titanomagnetit) sowie Vanadium (0,15-0,2%).

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Hyperit-Probe vom Taberg. Alle Minerale sind dunkel gefärbt. Nach Hollander 1968 enthält das Gestein neben Orthopyroxen bis zu 32% Titanomagnetit, Olivin sowie Labradorit (Plagioklas) und Amphibol in kleineren Mengen. Olivin ist teilweise hydrothermal alteriert mit Alterationsprodukten wie Serpentin, Chlorit und sekundärem Magnetit. Makroskopisch entzieht sich dieser Mineralbestand weitgehend der direkten Beobachtung. Die Befunde und auch die Ansprache als Titanomagnetit-Olivinit sind das Ergebnis mikroskopischer Untersuchungen. Lediglich reichlich Magnetit konnte ich durch einen Handmagneten nachweisen. Pyroxen ist zu vermuten aufgrund des charakteristischen lebhaften Schillers, schwarze Alterationsprodukte sind nicht zu identifizieren, Serpentinisierung kann nur vermutet werden, Plagioklas kommt hin und wieder erkennbar in grösseren Leisten und Tafeln vor.

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Taberg-Hyperit mit eingeregeltem Plagioklasleisten, durch Verwitterung oder Alteration weiß gefärbt.

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Hyperit-Probe mit grösseren Kristallen und Adern mit braunen Alterationsprodukten. Die Kristalle sind vermutlich plattige Plagioklas-Kristalle, die im Querschnitt leistenförmig aussehen. Zwar zeigen Leisten polysynthetische Verzwilligung, an den plattigen Aggregaten ist diese jedoch nicht zu erkennen.

 

(2) Holzlager Klevshult

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In einem Holzlager bei Klevshult an der R 4, einem ehem. Steinbruch inmitten der Protoginzone, ist Scherung auf kleinstem Raum zu beobachten. Aufgrund dichter Vegetation ließen sich kaum größere Bereiche des Aufschlusses fotografieren. Deutlich wird aber auch schon auf diesem Foto die intensive, steil einfallende Klüftung und Scherung.

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An dieser Feldwand steht Vaggeryd-Syenit an, der sich als recht quarzhaltige Variante entpuppte (Quarz-Syenit). Das Gestein ist stark zerschert, bröselig und von harnischartig glatten und feinkörnigeren Partien durchzogen, die für eine spröde Deformation sprechen. Es war nicht einfach, kompakte Partien zu finden, um eine Probe zu schlagen.

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Syenit vom Holzlager Klevshult. Das Gestein enthält neben braunem bis braunrotem Kalifeldspat etwas grünlichen Plagioklas und dunkle Minerale (vorwiegend Biotit, vermutlich auch etwas Hornblende und Titanit, aufgrund der Kleinheit der Aggregate aber nicht richtig zu erkennen) sowie einzelne blaue Quarze. Der Quarzanteil ist makroskopisch schwer abzuschätzen, möglicherweise bleibt er unter 5 % (Syenit) oder leicht darüber (Quarz-Syenit). Nach skan-kristallin kommen auch quarzmonzonitische Ausprägungen des insgesamt recht inhomogenen Vaggeryd-Syenits vor.

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Eine weitere Probe als Unterwasseraufnahme. Hier ist der Anteil trüben Blauquarzes besser zu erkennen. Zu sehen sind auch helle Säume von Feldspat um braune Alkalifeldspäte.

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Detail der Unterwasser-Fotografie: immer wieder treten im Vaggeryd-Syenit rhombenförmige grüne Feldspäte auf, so auch in diesen Proben (Mitte oben, unten rechts).

 

(3) Steinbruch Barnarp

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Im Steinbruch bei Barnarp (Einfahrt an der Straße zwischen Barnarp und Tenhult) wird ein Hyperit als Schottermaterial gewonnen. Im Steinbruch soll zusätzlich Barnarp-Granit anstehen, der dort auch in großen Brocken liegt. Direkt anstehend bzw. in Kontakt mit dem Hyperit wurde er aber nicht beobachtet. Der Steinbruch konnte auf spontane Nachfrage mit dem PKW befahren werden.

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Kleine Probe des im gesamten besichtigten Steinbruchbereich sehr homogen ausgebildeten Hyperits, sehr schwach magnetisch. Dieser Hyperit ist bedeutend grobkörniger als der Taberg-Hyperit. Mit der Lupe lassen sich zahlreiche Plagioklasleisten und auch grössere braune und teilweise transparente Orthopyroxene erkennen. Kupferartige Tönungen von einigen Aggregaten lassen ebenfalls auf Orthopyroxen schliessen (Vinx 2011).

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Trockene Verwitterungsfläche der undeformierten Variante des Barnarp-Granits mit roten Feldspataugen, die teilweise von grünen Plagioklasringen umgeben sind. Der Barnarp-Granit gehört nach SP 37 zu den TIB-2-Graniten und besitzt ein Alter von 1,69-1,70 Ga (Gorbatschev, Söderlund, Persson).

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Handstück des nur leicht deformierten Barnarp-Granits. Gerundete blassrote bis rotfleckige und perthitisch entmischte Alkalifeldspäte sind teilweise von grünen Plagioklasringen umgeben. Quarz ist von blaugrauer Farbe, die Matrix besteht aus schwarzem Biotit und vermutlich weiterem Quarz sowie etwas dunkelbraunem Titanit.

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Unterwasseraufnahme der gleichen Probe. Die Kombination von rotem Feldspat mit grünem Plagioklas, z.T. als Saum um die Alkalifeldspäte, leuchtend blauen Quarzen und einer mafitreichen Grundmasse machen porphyrische, undeformierte Varianten geeignet als Leitgeschiebe. Allerdings werden auch andere Granite eines grösseren Gebietes in NW-Småland, auch solche mit mehr rotbraunen Alkalifeldspäten, als Barnarp-(Trikolore)-Granit bezeichnet (s. Zandstra Platenatlas Nr.175).

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Granodioritische Spielart des Barnarp-Granits mit mafischem Xenolith. Rote Alkalifeldspäte fehlen hier weitgehend, dafür liegen reichlich grüne Feldspäte vor, die auf Plagioklas hindeuten. Diese sind offenbar in der Mehrzahl, somit ist das Gestein bei ähnlichem Quarzgehalt als Granodiorit anzusprechen.

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Barnarp-Granit in einer Augengneis-Variante.

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Angefeuchtete Partie einer deformierten, kleinkörnigen Variante des Barnarp-Granits. Quarz ist hier eher trübe graublau gefärbt.

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Probe eines Barnarp-Granits, oben mit melanokrater Schliere, in der Mitte deformiert oder laminiert ausgebildet, weiter nach unten folgend eher ungeregelt erscheinend.

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Angefeuchtete Partie aus oberer Probe mit reichlich Blauquarz.

 

(4) Gabbro bei Torestorp/ N Byarum

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11 km N Vaggeryd, 7 km N Byarum, direkt an der Straße von Lovsjö nach Vaggeryd, gibt es einen Straßenaufschluß eines sehr grobkörnigen, undeformierten Gabbros. Zur Genese dieses Gesteins ist mir leider keine Literatur bekannt. Das Aufdringen des Gabbromagmas ist aber mit grosser Wahrscheinlichkeit an die Protoginzone gebunden, zumal es mittendrin liegt.

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Große Plagioklasleisten und riesenhafter, seidig schillernder Klinopyroxen bilden ein richtungsloses Gefüge. Etwas hellere, metallisch glänzende Partien sind reiner Magnetit. Weder Olivin (Serpentin) noch Hornblende oder Glimmer wurden entdeckt. Es gibt Spuren hydrothermaler Überprägung: Plagioklas ist leicht grünlich gefärbt, ebenso die Pyroxene. Einzelne rötliche Partien scheinen Hämatitimprägnierungen um Plagioklaskristalle zu sein. Es soll auch lila gefärbte Plagioklase geben, die ich bei meinem Besuch nicht entdeckt habe.

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Großer Klinopyroxen mit charakteristischer Streifung und Winkel von 90º zwischen den zwei Spaltbarkeitsebenen, rechts daneben eine große, dunkelgraue Partie von massigem, metallisch-grauschwarzem Magnetit. Der Magnetit wird von einer transparenten Plagioklasleiste durchzogen, ebenso finden sich kleinere Leisten im Pyroxenkristall. Plagioklas müsste also zuerst aus der Schmelze kristallisiert sein (oder wurde während der Kumulatbildung mitgerissen?).

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Grobkörniger Dolerit mit ophitischem Gefüge vom gleichem Aufschluß. Die Plagioklasleisten sind hier weitgehend weiß und undurchsichtig, vermutlich alteriert. Die Zwischenräume sind mit Pyroxen gefüllt. Der Handmagnet reagiert bei dieser Probe gar nicht. Olivin wurde ebenfalls nicht entdeckt. Das Gestein ist von großen grünen, wohl basaltischen Xenolithen (Glimmer enthalten) durchsetzt. Bemerkenswert, ebenso an der nächsten Probe, ist das gleichzeitige Reflektieren von zahlreichen Pyroxen-Kristallflächen bei bestimmtem Lichteinfall. Die Streifung der Pyroxene ist über große Partien exakt parallel ausbildet, während Plagioklasleisten ein ungeregeltes Gefüge zeigen (links unterhalb der Mitte in Ansätzen zu erkennen). Diese Beobachtung läßt auf die Gegenwart von großen Pyroxen-Einkristallen schließen, die nach Plagioklas auskristallisierten.

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Besonders dunkle Varietät des Gabbros oder Ultramafitits? Das Gestein besteht i.W. aus Klinopyroxen. Hält man die Probe in geeigneter Weise ins Licht, so beginnt gleichzeitig eine große Anzahl an Spaltflächen zu reflektieren, was für das Vorliegen von sehr großen Kristallen, spricht. Möglicherweise besteht die ganze Stufe aus einigen Einkristallen. Wenige Plagioklasleisten sind im Pyroxen enthalten, stellenweise liegt massiger Magnetit vor. Mattschwarze, magnetische Partien, die auf serpentinisierten Olivin schließen lassen, wurden nicht beobachtet. Keine Hornblende, kein Biotit.

Aufgrund des sehr hohen Pyroxengehaltes, an die 90%, könnte man von einem (Klino)-Pyroxenit oder Ultramafitit (über 90% mafische Minerale, unter 10% Plagioklas) sprechen. Seine Entstehung ist wahrscheinlich auf gravitative Differentiation (Kumulatbildung) innerhalb der Magmakammer zurückzuführen. Nach Vinx (2011) entstehen Klinopyroxenite als frühe Differentiate gabbroider Gesteinsserien mit Alkalitendenz. „Echte“ Pyroxenite sind Erdmantelgesteine bzw. Ultrabasite mit einem mehr oder weniger hohem Olivinanteil. Olivin wurde in dieser Probe jedoch nicht angetroffen.

 

(5) Am Vättern-See und Norra Kärr

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Auf dem Weg nach Norra Kärr, kurz vor der kleinen Ortschaft Uppgränna, etwa 140 m über N.N, ca. 60 m über dem Vättern-See. Sanfte Hangneigungen könnten ehemalige Ufersäume repräsentieren.

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Ostufer des Vättern-Sees. Das Becken des Sees öffnete sich vor etwa 850 Ma im Zuge oberflächennaher und spröder Deformation unter Einfluß der Protoginzone. Am Ende der letzten Vereisung war der isostatische Ausgleich, also die Hebung Skandinaviens durch den Wegfall der Auflast des Eispanzers, noch nicht erfolgt. Vänern und Vättern waren Bestandteil einer frühen Ostsee (Baltischer Eisstausee, Yoldameer, vor ca. 10.000 Jahren) und bildeten einen zusammenhängenden See. Danach, zur Zeit der Ancylussee (9.500-8.000 Jahre vor heute) etablierte sich der Vätternsee als eigenständiger See (s.a. wikipedia). Kaum vorstellbar, daß sich hier, im Norden Smålands an der Grenze zu Östergötland vor geologisch sehr kurzer Zeit die Ostsee befand.

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Im Gebiet am Ostufer des Vättern stehen hauptsächlich Småland-Granitoide an. Eine Probe vom Westrand des Vimmerby-Batholiths (bei Saxon 2015 werden diese Granite auch zum Typ Växjö gezählt) wurde auf dem Weg nach Norra Kärr am Straßenrand, kurz hinter der Überführung über die E 4 vor der Ortschaft Vändelstorp entnommen (58.08505, 14.53908). Es handelt sich um einen mittel- bis grobkörnigen Quarzmonzonit bis Monzogranit mit einigen größeren Augen von Alkalifeldspat. Im Gefüge des auf den ersten Blick grauen Granitoids sind orangeroter Alkalifeldspat und durch hydrothermale Alteration grün gefärbter Plagioklas zu erkennen.

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Eine Unterwasseraufnahme zeigt die Gefügedetails. Die Korngrenzen der Feldspäte und des Quarzes sind undeutlich ausgebildet. Quarz bildet einige grössere graue, zerdrückte, aber nicht zuckerartige Aggregate. Es ist unklar, wieviel weiterer Quarz sich in der feinerkörnigen Gesteinsmasse verbirgt. Biotit ist das vorherrschende dunkle Mineral und kommt in kleinen runden Nestern vor. Titanit ist ebenfalls zugegen. Das Gefüge des Granits mit z.T. zerbrochenen Feldspäten, z.T. grösseren Feldspataugen der Alkalifeldspäte spricht für eine mäßige tektonische Beanspruchung.

 

Zur Geologie von Norra Kärr

Das Alkaligesteinsvorkommen von Norra Kärr liegt am Westrand der Protoginzone, etwa 15 km N der Stadt Gränna. Mit einer Ausdehnung von ca. 1 km² ist das Vorkommen sehr klein und durch das Auftreten von seltenen Nephelinsyeniten mit ungewöhnlicher Mineralisation (Zr-Minerale, Agpaite) petrologisch sehr interessant, für die Geschiebekunde aber wegen der zu erwartenen Seltenheit von Gesteinen aus diesem Komplex (z.B. Grännait) kaum relevant. Funde von Grännait im Geschiebe sind mir bis dato nicht bekannt. Ferner kann man vermuten, daß diese Alkaligesteine im Geschiebe leicht verwittern und möglicherweise gar nicht mehr vorhanden sind. Zandstra (2001) führt Grännait und Lakarpit auf, bei Kenntnis der petrographischen Eigenschaften, v.a. hinsichtlich der Zr-Mineralisation, wären zumindest hinreichende Merkmale für die Eignung als Leitgeschiebe erfüllt.

Norra Kärr ist ein etwa 1.300 m langer, bis 460 m breiter, in N-S-Richtung verlaufender, peralkalischer Nephelinsyenit-Komplex, eingebettet in eine Suite aus proterozoischen Gneisen und Graniten, die zum TIB gehören und Spuren von Kataklase sowie eine N-S-gerichtete Gneisigkeit aufweisen. Der Alkaligesteins-Komplex fällt 35-45° nach Westen ein. Rb/Sr-Isotopendatierungen ergaben ein Alter der Intrusion von 1.545 +/- 61 Ma (Blaxland 1977/ Welin 1980). Im benachbartem Granit nahm Christensson (2013) eine Altersdatierung an durch  Fenitisierung gebildeten oder aufgearbeiteten Zirkonen vor, die Alter von 1.489 +/- 8 Ma aufwiesen.

Die Nephelinsyenite von Norra Kärr treten hauptsächlich unter dem Lokalnamen Grännait in verschiedenen Varianten auf. Auch die Bezeichnungen Kaxtorpit und Larkapit sind Lokalnamen. Der Grännait weist wechselnde, aber verhältnismäßig hohe Gehalte an Zr (0,48-2,2%) und REE (rare earth elements, Seltene Erden) sowie Nb, Y und Hf auf. Solche stark Zr-haltigen Alkaligesteine werden Agpaite genannt. REEs sind vor allem im Mineral Eudialyt, Zr vorwiegend in Katapleiit und Eudialyt enthalten. Törnebohm (1906) entdeckte den grünen, feinkörnigen Grännait („Katapleit-Syenit“, vermutlich Katapleiit-porphyrischer Grännait) im Rahmen von Kartierungsarbeiten der SGU. Adamsson (1944) lieferte umfangreiche petrographische Beschreibungen und geochemische Daten der Gesteine vom Norra-Kärr-Komplex. Spärliche bergbauliche Versuche durch die schwedische Gesellschaft Boliden AB gab es während des 2. Weltkrieges und 1974. Man kam zum Schluss, dass eine wirtschaftlich lohnende Trennung des Zr-Erzes von den Feldspäten nicht möglich ist. In letzter Zeit wurde der Alkalisyenitkomplex erneut umfangreich prospektiert durch die Firma Tasman Metals Ltd. Die Dokumentation dieser Erkundung (Gates, Horlacher, Reeds et al. 2013, im folgenden Tasman genannt) und die Publikation von Saxon et al. (2015) dienten als Vorlage für diesen Text.

Entstehung

Die Platznahme erfolgte als vermutlich sillartige Intrusion in einem N-S verlaufenden Korridor von duktilen Scherzonen, eingedrungen in TIB-Granite vom Växjö-Typ (Saxon et al. 2015). Eine Auffassung ist, dass die peralkalischen Gesteine des Norra-Kärr-Komplexes Teil einer vulkanischen Wurzel sind. Grobkristalline Bestandteile könnten Frühkristallisate sein, die zerrissen und ins grännaitische Magma eingeschleppt wurden. Kontakte des Grännaits zum benachbarten Granit sind scharf, wo sie im Gelände beobachtet werden konnten. Fenitisierung (alkalimagmatische Alteration des Nebengesteins, in diesem Fall durch Na-Metasomatose) ist an den Grenzen des Kontaktes in einer 25-100 m breiten Zone zu beobachten. Auch fenitisierte Xenolithe des Wirtsgesteins erscheinen innerhalb des Norra-Kärr-Komplexes. Foliationen innerhalb der peralkalinen Gesteine (Faltungsstrukturen und migmatitische Veränderungen) sind nach Saxon et al. (2015) vermutlich die Folge von Deformation und metamorpher Überprägung nach Platznahme des Magmas. Die Nephelinsyenite von Norra Kärr zeigen hohe Na- und Al- sowie moderate Si-Gehalte. Ein verminderter Eu-Gehalt ist in allen Gesteinen gemessen worden. Diese negative Europium-Anomalie ist ein Indiz für einen starken magmatischen Fraktionierungsgrad der Alkaligesteine.

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Geologische Kartenskizze von Norra Kärr, links stark vereinfachte Lageskizze (Foto von Schautafel), rechts geologische Skizze von Adamson (1944, Quelle: rapakivi.dk). Die rechte Karte zeigt die Verbreitung der verschiedenen Gefügetypen des Grännaits und die kleineren Vorkommen der grobkörnigen Alkaligesteine Kaxtorpit, Larkapit und Pulaskit. Tasman hat aus zahlreichen Bohrungen 27 verschiedene Gefügetypen differenziert. Mindestens 85% des Komplexes bestehen aus Grännait in verschiedenen Varianten, die restlichen 15% verteilen sich auf die anderen Alkaligesteine.

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Die Bohrungen von Tasman ergaben weiterhin, dass der Alkalikomplex konzentrisch aufgebaut ist, einen Kern von schwach Zr-REE-mineralisiertem Kaxtorpit umgebend. Ausgehend vom Granit-Kontakt (Fenitzone) nehmen die Korngrößen der verschiedenen Grännait-Varianten zum Zentrum der Intrusion zu. Das Gefüge wird grobkörniger, vermutlich durch Rekristallisation, und es entwickelten sich Schlieren mittelkörniger pegmatoider Adern. Um eine Vorstellung vom (modalen) Mineralbestand der Gesteine zu bekommen, sei hier exemplarisch eine Zusammensetzung eines pegmatitischen Grännaits aus Saxon et al. (2015) angeführt: Ägirin 21,4%, Albit 17,7%, Mikroklin 16%, Nephelin 11,2%, Zeolithe 16,3%, Eudialyt 8,2%, Katapleiit 4,0%, alterierter Glimmer 2,9% sowie geringere Mengen Anorthoklas, Prehnit, Fluorit, Galenit, Titanit, weitere Akzessorien. Die Mineralgehalte in den verschiedenen Grännait-Varianten sind grossen Schwankungen unterworfen. Diese sowie weitere Alkaligesteine sind:

Katapleit-porphyrischer Grännait mit feinkörniger bis aphantischer Gesteinsmasse, die Textur ist oft gneisig, die Farbe hellgrün bis graugrün, selten auch grau. Das Gefüge ist porphyrisch mit 1-30 mm langen, leistenförmigen bis nadeligen Körnern von Katapleiit. Große Bereiche der Flanken der Intrusion sind von dieser Varietät ausgefüllt.

Migmatitischer Grännait kommt im zentralen Teil des Komplexes vor und umschließt den Kern aus Kaxtorpit. Es kommen gerundete rosafarbene oder beige Katapleiit-Körner vor. Vom Zentrum ausgehend geht ein etwas grobkörnigerer in einen gneisig-migmatitischen Grännait mit verschwommener Textur über. Katapleiit bildet darin ausgezogene, xenomorphe Körner, die sich von den hypidiomorphen Körnern in Katapleiit-porphyrischem Grännait unterscheiden. Eudialyt kommt nur sporadisch in pegmatitischen Schlieren vor.

Pegmatoider Grännait bildet eine breite Zone, den migmatitischem Grännait umgebend. Die Einheit ist inhomogen mit Zonen von cm-breiten mittelkörnigen, leukokraten Schlieren in feinkörnigem Grännait bis zu mehreren Meter breiten Zonen von sehr grobkörnigem Nephelinsyenit-Pegmatit. Tasman differenziert hier 7 Zonen nach dem Grad der Pegmatisierung. Die Verbreitung von Eudialyt und Katapleiit ist variabel, die beiden Minerale scheinen aber besonders in den pegmatoiden Partien häufiger zu sein. Eudialyt erscheint in gerundeten bis xenomorphen Körnern verschiedener Farbe von dunkelbraun-rot bis klar rot und blass rosa. Manchmal ist er rosarot gefärbt und tritt in durchscheinenden Bändern, Adern oder Flecken auf.

Kaxtorpit ist ein Zr-armes, mittel- bis grobkörniges, oft foliiertes, dunkles Gestein mit größeren Mikroklinaugen in einer Grundmasse aus Albit, Ägirin, dunklen Alkaliamphibolen (Eckermannit),  Pektolith und Nephelin, letzterer auch zu Zeolith alteriert. Spuren von Fluorit, Titanit und evtl. Rosenbuschit treten auf. Im Kern des Intrusivkomplexes gibt es zwei größere Zonen, eine davon mit einer Flächenausdehnung von 200 x 110 m mit intensiv verfaltetem Kaxtorpit. In beiden Zonen ist Eckermannit enthalten (nach Adamsson 1944). Einige kleinere Kaxtorpit-Zonen kommen auch in anderen Bereichen vor. Das Gestein ist verhältnismäßig arm an Zr und REE-haltigen Mineralen. Der zentrale Kaxtorpit ist isoklinal gefaltet und zeigt eine wellige Textur. Weniger stark gefaltete Zonen zeigen nach Adamsson oft 0,5-3 cm große gerundete, durchscheinende Mikroklinaugen.

Larkapit tritt in Norra Kärr lokal an kleineren Aufschlüssen zutage. Es ist ein mittelkörniges, blasses Albit-Afredsonit-Nephelin-dominiertes Alkaligestein mit Mikroklin und Rosenbuschit sowie weniger Fluorit, Apatit und Titanit. Es kann massig oder foliiert auftreten.

Pulaskit ist ein mittel- bis grobkörniger Nephelinsyenit, der häufig im Kontakt mit dem Granit steht bzw. graduell in fenitisierten Granit übergeht. Pulaskit besteht aus Albit, Mikroklin, Ägirin, Na-Amphibol sowie wenig Biotit und Nephelin. Mikroklin erscheint häufig in großen, halb-durchsichtigen, gerundeten Augen. Rosenbuschit, Apatit, Fluorit sind Akzessorien. Nicht unüblich sind Zonen von aphantischem Grännait und gröberem, dunklem Pulaskit. An einigen Punkten konnte laut Tasman beobachtet werden, dass der Grännait in den Pulaskit eindrang und diesen hydrothermal brekziierte.

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Parkmöglichkeit mit Infotafel am Ende der Ortschaft Kaxtorp, unmittelbar vor dem südlichen Beginn des Alkaligesteinvorkommens. Man kann von hier aus das Gebiet durchwandern. Allerdings endet der auf den Karten eingetragene, grob in N-S-Richtung verlaufende Weg bald hinter der Scheune Norra Kärr an einem Feld. Probeentnahmen sollten umsichtig erfolgen, das Gebiet ist Naturschutzgebiet.

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Bei meinem Besuch im Hochsommer war es nicht einfach, geeignete Aufschlüsse zu finden, da die Vegetation dicht und das Gelände teilweise sumpfig ist. Aufschlüsse sind nur wenige Quadratmeter groß, wenn überhaupt. Häufig sind die Felsen abgerundet und eine Probeentnahme gestaltet sich schwierig. Man findet an einigen Stellen aber Probenmaterial aus vorangegangenen Explorationen oder Sammlerbesuchen.

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Feinkörniger, gneisiger Grännait mit Übergang in gröberkörnigen Kaxtorpit. Die grüne Färbung entsteht durch in der Gesteinsmasse fein verteiltem Na-Pyroxen Ägirin. Grännait enthält von den in Norra Kärr vorkommenden Alkaligesteinen am meisten Zr-Minerale, vor allem in migmatitischen und pegmatoiden Partien. Der rötlich-braune Katapleiit ist manchmal mit bloßem Auge erkennbar, oft mit der Lupe auffindbar und selten gar nicht zu sehen.

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Grännait mit Phänokristen von Eudialyt. Diese „Scheinkristalle“ treten nur gelegentlich auf. Auch dieser Grännait ist feinkörnig und hat einen undeutlichen und unebenem Bruch („quarzitartig“, das Gestein enthält allerdings überhaupt keinen Quarz!). Die Probe stammt aus einer Partie migmatitischen Grännaits 100 m NW der Scheune im Zentrum der Intrusion.

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Unterwasseraufnahme der Grännaitprobe. Das als Eudialyt bezeichnete Mineral, Formel etwa  Na4(Ca,Ce)2(Fe,Mn,Y)ZrSi8O22(OH,Cl)2 ist Bestandteil einer umfangreichen Gruppe mit über 20 Mineralen, die im einzelnen mit makroskopischen Methoden kaum unterscheidbar sind. Eudialyt kann in Norra Kärr braunrot bis rosarot oder auch gelbbraun gefärbt sein. Häufig fällt er aber durch seine himbeerrote Färbung ins Auge. Seine meist xenomorphen Körner sind durchscheinend und weisen Glas- bis Harzglanz auf. Der Gehalt an ZrO2 beträgt  durchschnittlich 12%.

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Detail der Eudialyt-Phänokristen. Das bläulich-weiße Mineral über dem rechten Oval ist  Katapleiit (Nachweis durch hellgrüne Fluoreszenz unter UV). Diese Farbvariante tritt neben der im nächsten Bild gezeigten rotbraunen Varietät regelmässig im Grännait auf. In der feinkörnigen Gesteinsmasse sind weiterhin einige Körner und Nadeln (Ägirin?) dunkler Minerale zu erkennen.

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Gneisiger, katapleiit-porphyrischer Grännait vom westlichen Rand der Intrusion. Die hellen Adern sind makroskopisch nicht näher unterscheidbarer Feldspat, der ebenso wie die Gesteinsmasse reichlich mit meist hypidiomorphen, bräunlich-roten Katapleiit-Körnern durchsetzt ist. Diese Körner besitzen einen Glas- bis Mattglanz. Außerdem scheint auch die von Adamsson beschriebene Varietät des farblos-bläulichen Katapleiits enthalten zu sein. Dies ergab eine Untersuchung der Probe mit langwelligem UV-Licht (Katapleiit: hellgrüne Fluoreszenz; Eudialyt: keine Fluoreszenz). Dabei erwies sich diese Probe als die mit Abstand katapleiit-haltigste. Katapleiit, Ca/Na2ZrSi3O9·2H2O, weist nach Tasman mit 30% die höchsten Gehalte an ZrO2 auf.

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Die Unterwasseraufnahme (leider mit starker Bläschenbildung) zeigt deutlich den hohen Katapleiit-Gehalt. Die Körner sind diffus, korrodiert oder gerundet ausgebildet. Auch bläulichweiße Partien können Katapleiit sein. Wenig himbeerroter Eudialyt scheint ebenfalls zugegen zu sein. Auch schwarze Nadeln, vermutlich Alkalipyroxen Ägirin, NaFe[Si2O6], sind deutlich zu sehen. Nach geonord.org ist Ägirin das überwiegende schwarze Mineral im Grännait und dunkelgrün bis schwarzgrün gefärbt.

Die Unterscheidung von Alkalipyroxen (Ägirin) und Alkaliamphibolen außer Rosenbuschit  (Arfvedsonit, Eckermannit) bereitet einige Mühe, sofern sie überhaupt möglich ist. Während Grännait weitgehend Ägirin als dunkles Mineral enthält, kommen in den anderen Alkaligesteinen Pyroxen und Amphibol mitunter gleichzeitig vor. In Larkapitproben konnten Nadeln, Körner und auch eher stengelige Aggregate aufgrund eines unterschiedlichen Glanzes und leicht anderer Färbung vom üblichen dunkelgrünen bis schwarzgrünem Ägirin unterschieden werden. Arfvedsonit, NaNa2(Fe2+)4Fe3+Si8O22(OH)2, ist hierbei wohl der häufigste Klinoamphibol. Er bildet Körner und lange, dichte Stiele, kann aber auch nadelförmig ausgebildet sein. Norra Kärr soll die Typlokalität für Eckermannit, NaNa2(Mg4Al)Si8O22(OH)2 sein. Makroskopisch ist er allerdings leicht mit Ägirin zu verwechseln. Auch schwanken die Angaben in der Literatur zur Häufigkeit dieses Minerals. Eckermannit bildet bis 2 mm lange blau-grüne Nadeln im Kaxtorpit und ist mit Ägirin vergesellschaftet. Weitere Hinweise zur Erkennung sind fleckiges Aussehen und ein „besonderer Glanz“ der Nadeln. Die Kristallflächen sind im Vergleich zu Ägirin nicht gleichmäßig glatt ausgebildet (Angaben nach geonord.org).

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Migmatitischer Grännait mit roten bis rotbraunen Kristallen von Katapleiit. Der Grännait ist hier etwas grobkörniger (rekristallisiert?) als in den vorangegangenen Proben. Mit der Lupe lassen sich nun einzelne Minerale erkennen. Auffällig sind sofort die feinen Ägirin-Nadeln. In der hellen, grobkörnigen Partie sind Alkalifeldspäte unterscheidbar von Feldspat mit polysynthetischer Verzwilligung (Albit), Alkalifeldspat überwiegt. Orangefarbene Flecken könnten Nephelin sein, wobei ein unebener Bruch, aber kein besonderer Glanz dieser Aggregate bemerkbar ist. Denkbar sind auch rote Imprägnierungen aus Zeolith, die aus alteriertem Nephelin hervorgehen können und speziell in schlierigem Grännait auftreten sollen (Saxon 2015).

Weitere Anmerkungen zur Mineralbestimmung: leicht erkennbar in den Alkaligesteinen von Norra Kärr sind (häufig nadelige) dunkle Minerale von Alkalipyroxen oder -amphibol und helle, transparente bis weisse Partien mit Feldspäten und Nephelin. Quarz fehlt, charakterisierend für nephelinhaltige Alkaligesteine, völlig. Die eben gezeigte Probe des migmatitischen Grännaits erlaubte bereits die umfangreichste Bestimmung und Unterscheidung von Feldspäten und Nephelin. Vor allem letzterer ist in nicht geringer Menge in den meisten Gesteinen enthalten, makroskopisch aber schwer auszumachen, da er nicht in grösseren Aggregaten, sondern womöglich eher als „Füllmasse“ zwischen den Kristallen vorkommt (Vinx 2011). Nur selten konnte Nephelin von den Feldspäten durch einen fettartigen Glanz auf Bruchflächen, mässige Spaltbarkeit mit muscheligem Bruch und seine xenomorphe Ausbildung sicher unterschieden werden. Unverwittert kann er farblos transparent, weisslich oder grau getönt sein, bei der Verwitterung nimmt Nephelin braune, aber auch rosafarbene bis hellrote Farbtöne an (möglicherweise zu Zeolith alterierter Nephelin?).

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Von Pflanzenwuchs befreite Stelle von Kaxtorpit im Zentrum der Intrusion, Bildbreite etwa 50 cm. Der Kaxtorpit bildet einen morphologisch auffälligen grossen Buckel von mehreren Zehnerquadratmetern. Erkennbar sind große Feldspataugen (Mikroklin) in einer gneisartigen Textur.

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Kaxtorpit-Probe. Bei der Bildung des Kaxtorpits fand möglicherweise eine Vergröberung der Korngrößen des Grännaits durch Um- oder Rekristallisation statt. Denkbar ist aber auch eine primäre Platznahme eines Kaxtorpit-Magmas in der Tiefe. Beide Gefügevarianten bilden Übergänge, s.u. sowie Fotos von Bohrkernenproben in der Tasman-Dokumentation. Makroskopisch erkennbarer Mineralbestand in dieser Probe sind einzelne Lagen von Alkalipyroxen (Ägirin), möglicherweise mit etwas dunkleren Alkaliamphibolen in einer Kristallmasse aus transparenten und weissen bis leicht grünlichen Feldspäten. Der Gehalt an roten bis rotbraunen Zr-Mineralen ist gering. Größere klare Alkalifeldspäte sind leicht zu erkennen, auch einzelne Albite mit Zwillingsstreifung. Nephelin kann nur erahnt werden in bräunlichen oder rötlichen kleinen Körnern, die aber z.B. auch Zeolith sein könnten. Leicht grünliche Feldspäte erhalten ihre Färbung möglicherweise ebenfalls durch fein verteilten Ägirin.

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Detail der obigen Probe. Akkumulierte Lagen von Alkalipyroxen (Ägirin) im Kaxtorpit. Ein augenförmiger Alkalifeldspatkristall ist ebenfalls von einem Saum schwarzer Nadeln umgeben. Links oberhalb davon finden sich matte und plattige schwarze Minerale, die sich von den nadeligen Aggregaten unterscheiden.

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Blick auf die Foliationsebene einer weiteren Kaxtorpit-Probe mit eingeregelten Ägirin-Nadeln in einem Gefüge aus farblosen bis leicht grünlichen Feldspäten. Kaxtorpit ist wesentlich ärmer an Zr-Mineralen, v.a. Katapleiit. Auch die himbeerroten Eudialyte finden sich nur spärlich. Bei intensiver Musterung mit der Lupe kann man an dieser Probe grünschwarzen (Ägirin) und eher blauschwarze Nadeln (Amphibol, Eckermannit?) voneinander unterscheiden, der Befund bleibt aber vage.

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Seitenansicht der obigen Probe, Lage eines feinkörnigen Grännits im Kaxtorpit. Zum äußeren Kontakt des zentralen Kaxtorpitkörpers wurden Bereiche und Bänder von feinkörnigem Grännait mit dunklerem Kaxtorpit verfaltet. Charakteristisch sind in diesem Bereich die akkumulierten Lagen von Ägirin. Die rötlich-braunen Flecken rechts unten sind nicht identifizierbar (Nephelin? Katapleiit?).

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Katapleit-porphyrischer Grännait mit pegmatitischen Schlieren und bis cm-großen, schwach rosafarbenen Katapleiit-Kristallen, BB 30 cm. Nähe Westrand der Intrusion.

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Pegmatoider Grännait mit breiten Leukosomen und riesenhaftem Eudialyt, zentrale Fundstelle etwa 100 m NW vom Bauernhof. Hier hat jemand mit einem portablen Bohrgerät gearbeitet. Eine etwa 1 m² große Fläche ist mit entsprechenden Bohrspuren belegt. Eine Probeentnahme mit dem großen Hammer gestaltet sich trotzdem schwierig aufgrund mangelnder Ansatzpunkte, der Zähigkeit und unkontrollierbaren Spaltbarkeit des Grännaits. Auch einige in der Nähe befindliche größere Brocken grobkörnigen Nephelinsyenits (Larkapit) zeigten eine ungewöhnliche Widerstandskraft gegenüber mechanischer Einwirkung.

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Winziges Spaltstück aus obigem Aufschluss. Feinkörniger grüner Grännait mit reichlich Eudialyt und weißem bis transparentem Feldspat.

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Grosse Fläche mit Eudialyt auf einem Block (nicht anstehend) an der zentralen Fundstelle. Das Gestein ist vermutlich Larkapit und könnte im Rahmen von Erkundungsarbeiten an diese Stelle gebracht worden sein.

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Eudialyt in foliiertem Larkapit bzw. Nephelinsyenit mit Feldspataugen, Blick auf die Foliationsebene. Unten ein großer Feldspatkristall (Mikroklin). Dieses Gestein weist eine etwas anderes Zusammensetzung auf als die vorangegangenen Proben, schwarze Minerale sind eher zu körnigen und parallelfaserigen Aggregaten vereinigt, aber auch schwarze Nadeln unterschiedlicher Dicke treten auf. Hier ist sicherlich reichlich Amphibol (Arfvedsonit) zugegen. Weiterhin sind Mikroklin und Albit leicht zu unterscheiden. Xenomorpher Nephelin, dessen Bruchflächen nur schwer zum Reflektieren gebracht werden können, kann als Bestandteil der graue Zwischenmasse vermutet werden.

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Unterwasseraufnahme der vorigen Probe. Xenomorpher Eudialyt ist auf grösserer Fläche, aber in dünner Lage ausgebildet.

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Wie schon beim Grännait gesehen, sind die einzelnen Gefügetypen durch Übergänge miteinander verbunden. Dies gilt auch für die anderen Alkaligesteine. Bei diesem Stück mit ebener Bruchfläche senkrecht zur Foliationsebene ist die Zuordnung unklar: Pulaskit oder Larkapit? Mit der Bezeichnung eudialytführender oder agpaitischer Nephelinsyenit ist man petrographisch auf der sicheren Seite, allerdings trifft dies auf fast alle Gesteine in Norra Kärr zu. In dieser Probe wurde lediglich ein Katapleiit-Körnchen mittels UV-Licht aufgefunden, es ist die katapleiit-ärmste Probe. Das rote Mineral ist Eudialyt. Alkalifeldspat, Albit und sowohl Amphibol als auch Pyroxen wurden als wesentliche Mineralbestandteile identifiziert.

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Foliierter Nephelinsyenit mit großen Feldspatkristallen und einigen Eudialytkörnern.

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Detail einer weiteren Probe recht grobkörnigen vermutl. Lakarpits. Grössere grünliche Feldspäte sind Alkalifeldspäte. Klarer bis weisser Albit ist vorhanden und an der Zwillingsstreifung erkennbar. Nephelin ist wohl eher der „graue Rest“ in der Gesteinsmasse. Größere mutmaßliche Nephelinaggregate scheinen auf Bruchflächen einfallendes Licht mitunter schwerer zu reflektieren. Manchmal ist eine fettartige, raue Oberfläche zusehen. Diese Aggregate können ebenfalls leicht grünlich gefärbt sein.

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Ein besonderes und leicht zu erkennendes Mineral im Larkapit ist das Alkaliamphibol Rosenbuschit, (Ca,Na)3(Zr,Ti)Si2O8F, das bräunlich-gelbe bis bräunlich-orangefarbene Nadeln bildet. Es tritt nicht im Kaxtorpit auf (stattdessen hier: Pektolith). Fluor im Molekül verrät, dass es sich um ein Mineral einer späten pneumatolytischen oder hydrothermalen Phase handeln muß, weil F ein mobiles, inkompatibles Element ist, welches in der Kristallisationsfolge zuletzt ins Kristallgitter eingebaut wird. Die schwarzen Leisten in Nachbarschaft zum Rosenbuschit sind vermutlich Arfvedsonit.

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Dunkle Larkapitprobe mit wenig himbeerrotem Eudialyt und einem weiteren Mineral einer spätmagmatischen Phase: violetter Fluorit. Die ockerfarbenen bis hellbraunen Aggregate sind schwer zu deuten, vielleicht handelt es sich um verwitterten/alterierten Nephelin. Manchmal liegt eine Pigmentierung von hellen Mineralen vor, manchmal sind diese Aggregate nadelig/faserig ausgebildet und zumindest der Farbe nach Rosenbuschit.

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Detail obiger Larkapit-Probe mit Aggregaten von Fluorit (violett), Rosenbuschit (gelbbraun) und Eudialyt (rosa) in einer Alkalifeldspat-Albit-Arfvedsonit(?)-Matrix. Nephelin könnte auch hier wieder bräunlich verfärbt sein.

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Mühsame Mineralbestimmung in einer weiteren Larkapit-Probe, hier einigermassen deutlich: stengelige Aggregate von Alkaliamphibol, die sich von nadeligem Ägirin in Glanz und Färbung unterscheiden.

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Matt bläulich-schwarzer Amphibol in grösseren Aggregaten in direkter Nachbarschaft zu Fluorit.

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Sehr grobkörnige Partie eines Pegmatits vom Westrand der Intrusion, BB 30 cm. Dieses Bild entstand ganz in der Nähe der drei auf der Karte verzeichneten Pulaskit-Vorkommen, es handelt sich aber wohl eher um eine grosse pegmatoide Schliere im Grännait, da neben großen Feldspäten eingeschlepptes grännaitisches Material zu erkennen ist.

 

Gränna

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Der Marktplatz in Gränna ist mit Geschieben gepflastert. Neben viel unbekanntem Gesteinsmaterial gab es hier vor allem sehr grobkörnige, mafitreiche Granitoide zu sehen, wie sie z.B. nördlich des Vättern auftreten (z.B. Askersund-Suite).

 

Literatur

Protoginzone

Andreasson, P.-G.; Rodhe, A.: The Protogine Zone. Geology and mobility during the last 1.5 Ga. SKB-TR 92-2 (1992).

N. Hollander, Electron Microprobe analyses of spinels and their alteration products from Mansarp and Taberg, Sweden. The American Mineralogist, Vol. 53 , Nov/Dez 1968.

Vinx, R.: Gesteinsbestimmung im Gelände, 3. Aufl., Spektrum-Verlag 2011

Norra Kärr

Adamson, O. J., 1944: The Petrology of the Norra Kärr District. An occurrence of alkaline Rocks in Southern Sweden. Geologiska Föreningen i Stockholm Förhandlingar, 66: p.112-255

Christensson, Ulf: Characterising the Alteration of the Contact to the Norra Kärr Alkaline Complex, Southern Sweden. University of Gothenburg. 2013

(Tasman): Gates, Horlacher, Reed Amended and Restated Preliminary Economic Assessment N1 43-101 Technical Report for the Norra Kärr (REE-Y-Zr) Deposit Gränna, Sweden, Tasman Metal Ltd., Report-No. D-00215 (2013)

Saxon, M., Leijd, M., Forrester, K., and Berg, J., 2015: Geology, mineralogy, and metallurgical processing of the Norra Kärr heavy REE deposit, Sweden. In: Simandl, G.J. and Neetz, M., (Eds.), Symposium on Strategic and Critical Materials Proceedings, November 13-14, 2015, Victoria, British Columbia. British Columbia Ministry of Energy and Mines, British Columbia Geological Survey Paper 2015-3, pp. 97-107

Törnebohm, Alfred: Katapleitsyenit, en nyupptäkt varietet af nefelinsyenit i Sverige SGU publ. ser C n:o 199, 1-54, 1906

Geonord.org

 

 

2 Gedanken zu „Schweden 4: In der Protoginzone / Norra Kärr

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