DIPLOMARBEIT UNTERsUCHUNGEN ZUR GEOLOGlE ...

166 A4/A3
4 A1
DIPLOMARBEIT
UNTERsUCHUNGEN ZUR GEOLOGlE,
PETROGRAPHIE, GEOCHEMIE
UND LAGERsTÄTTENGENEsE
DER WOLFRAM-ERZE DES sCHEELIT­
VORKOMMENS VON GUssARVsHYTTAN
(KOPPARBERGS LÄN, MITTELsCHWEDEN)
MIT KARTlERUNG IM
MABSTAB 1:10000
(152 S.; 79 Abb.; 7 Anlagen)
vorgelegt beim Fachbereich Geowissenschaften
der Westfälischen-Wilhelms-Universität MUnster
von
Klaus Middeldorf
aus Leopoldshöhe
im April 1985

INHALTSVERZEICHNIS
1.0 Einleitung und Prob1emste11ung 1
2.0 Geographischer Uberb1ick 2
3.0 Geo1ogischer Uberb1ick . • • • • • • • • • • 4
3.1 Allgemeines und Uberregionale Geologie . . . . 4
3.2 Geologische Karte und Profile ..... 9
3.3 EinfUhrung in Geologie und Stratigraphie des
Kartiergebietes . . . . . . . . . . . · . 10
3.4 Bisherige g~ologische Bearbeitungen · .. 11
4.0 Arbeitsmethoden und Geräte • . • 12
5.0 Gesteine des Kartiergebietes und deren Petrographie •. 14
5.1 Leptit-Metabasit-Serie .. 14
5.1.1 Lept i te 14
5.1.1.1 Allgemeines . .. 14
5.1.1.2 Gesteinsbeschreibung und Petrographie ..... 16
5.1.2 Metabasite . . . . . . . . . . . . . . . . . 24
5.1.2.1 Allgemeines
5.1.2.2 Gesteinsbeschreibung und Petrographie
. 24
25
5.1.3 Karbonate 26
5.1.3.1 Allgemeines . 26
5.1.3.2 Gesteinsbeschreibung und Petrographie . 27
5.2 Grönstens-Urgranit-Serie . . . . . . . . . . 28
5.2.1 Metamonzodiorite . . . . . . . . . . . . . .. 29
5.2.1.1 Allgemeines . .. 29
5.2.1.2 Gesteinsbeschreibung und Petrographie ..... 30
5.2.2 Urgranite
5.2.2.1 Allgemeines
. . 32
. . 32
5.2.2.2 Gesteinsbeschreibung und Petrographie ... 33
5.3 Skarne . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 40
5.3.1 Allgemeines 40
5.3.2 Gesteinsbeschreibung und Petrographie .. 40
5.4 JUngere Yulkanite . . . . . . 42
5.4.1 Diabase . 42
5.4.1.1 Allgemeines .. 42
5.4.1.2 Gesteinsbeschreibung und Petrographie 42
5.4.2 Gustafsporphyre 45
5.4.2.1 Allgemeines 45
5.4.2.2 Gesteinsbeschreibung und Petrographie 46
6.0 Geochellie der Gesteine · · . . . . 48
6.1 Leptit · · · · · · 48
6.2 Metabasit
· · · · ·
57
6.3 Karbonate . . . . . . . 57
6.4 Metamonzodiorit
· · · 58
6.5 Urgranit · · · 60
6.6 Skarne . . . 63
6.7 JUngere Yulkanite
· · · · · · · · · · · · 63
I

7.0 Untersuchungen der Gesteine mit Hilfe des
Röntgendiffrakto.eters • • • • • • • • 67
8.0 Lagerstätten des Arbeitsgebietes • • •• 70
8.1 Beschreibung der wichtigsten vorkommenden Erzminerale 70
8.2 Scheelit-Vererzung bei Gussarvshyttan 74
8.2.1 Geologie der Lagerstätte 74
8.2.2 Gesteinsbeschreibung, Petrographie und Geochemie .. 76
8.2.2.1 Leptite . . . . . • .. . 76
8.2.2.2 Amphibolite . . . . . . . . 76
8.2.2.3 Karbonate . . . . . . . 77
8.2.2.4 Skarne . . .. .... 77
8.2.2.5 Pegmatite . . . . . . .. . .... 87
8.2.3 Untersuchungen det einzelnen Erzkörper .. 88
8.2.4 Geochemische Untersuchungen der Nebengesteine aus der
Bohrung GAH 5 . ..
. . 97
8.2.5 Lagerstättengenese . . . . . . . . . . . . . 100
8.2.5.1 Transportformen des Wolframs . . . . 100
8.2.5.2 Modelie fur die Scheelitgenese in Gussarvshyttan 101
8.3 Hällsjö-Gruva 105
8.3.1 Allgemeine Beschreibung der Lagerstätte 105
8.3.2 Petrographie und Geochemie der Gesteine ..... 107
8.4 Schurfe am Hornberget und sudlich Persbo 108
9.0 Kalkgruben 110
10.0 Tektonik 111
11.0 Geophysikalische Hessungen 117
12.0 Zusa.menfassung und SchluBfolgerungen 121
13.0 Literatur 124
14.0 Anhang 129
II

VERZEICHNIS DER ABBILDUNGEN
Abbildung l. Position des Arbeitsgebietes .... 3
Abbildung 2. Präkambrische Orogenesen Skandinaviens 4
Abbildung 3. Tektonische Gliederung Schwedens 5
Abbildung 4. Stratigraphische Ubersichtstabelle .. 7
Abbildung 5. Geologische Ubersichtskarte des Arbeitsgebietes 8
Abbildung 6. Topographische Kartel:50000 . . ...• 9
Abbildung 7. Stratigraphische Abfolge des Arbeitsgebietes 11
Abbildung 8. Geologische Ubersichtskarte mit Leptit-
Varietäten . 15
Abbildung 9. Brecciierung in Leptiten. . 17
Abbildung 10. GefUge der Leptite (Bild I) und Quarzinklusionen
(Bild II) ......•....•.
. 18
Abbildung 11. Mineralbestand der Leptite . .•. 22
Abbildung 12. Quantitative Auswertung der Leptite
23
Abbildung 13. STRECKEISEN-DIAGRAMM der Leptite
. 24
Abbildung 14. Quantitative Auswertung der Metabasite
26
Abbildung 15. Aufnahme des Aufschlusses K 55 ...•. . 27
Abbildung 16. Aufnahme des Aufschlusses K 84
. • 29
Abbildung 17. Quantitative Auswertung der Metamonzodiorite 31
Abbildung 18. STRECKEISEN-DIAGRAMM der Metamonzodiorite und
Urgranite . 32
Abbildung 19. Myrmekit-Bildung und perthitische Entmischungen
an Alkalifeldspäten
. 35
Abbildung 20. Amphibole und Titanite in Urgraniten .. 37
Abbildung 21. Mineralbestand der Urgranite
38
Abbildung 22. Quantitative Auswertung der Urgranite
. 39
Abbildung 23. Skarn mit Scheelit-Kristall ......•. 41
Abbildung 24. Tuna-Diabas .. . . ... . 43
Abbildung 25. Urali tisierung .. .. . . . 44
Abbildung 26. Gangschwärme von Diabasen und Porphyren . . 46
Abbildung 27. O' CONNOR-DIAGRAMM (Leptite) ......•. . 48
Abbildung 28. Häufigkeitsverteilung der Hauptelemente in den
Leptiten. .. . . 49
Abbildung 29. "Igneous spectrum"
. 51
Abbildung 30. SiOz - Zr/TiO z - Diagramm
. . . 52
Abbildung 31. Ce - Zr/TiO z - Diagramm .. ... . 53
Abbildung 32. Zr/TiOl - Nb/Y - Diagramm . • . . . 54
Abbildung 33. ArM - Diagramm der Leptite und Metabasite . 55
Abbildung 34. Modell zur Leptit-Genese . . . . .. . 56
Abbildung 35. NazO - KzO - Diagramm .. 58
Abbildung 36. ArM - Diagramm der Metamonzodiorite und Urgranite
... .... .. . 59
Abbildung 37. Häufigkeitsverteilung der Hauptelement-Oxide der
Urgranite .. . 61
Abbildung 38. O'CONNOR - Diagramm der Urgranite . . .. .. 62
Abbildung 39. NazO+KzO - SiO z - Diagramm ..... 64
Abbildung 40. TiOl - KlO - PzOs - Diagramm •.•.. 65
Abbildung 41. Trennung von Basalten verschiedener Bildungsräume
im Al z03
- reo - MgO - Diagramm .. 66
Abbildung 42. Strahlengang des Diffraktometers
67
Abbildung 43. Probenhalter zur Gesteinsuntersuchung am
Röntgendiffraktometer . . . .. . ... . 68
III

Abbildung 44.
Abbildung 45.
Abbildung 46.
Abbildung 47.
Abbildung 48.
Abbildung 49.
Abbildung 50.
Abbildung 51.
Abbildung 52.
Abbildung 53.
Abbildung 54.
Abbildung 55.
Abbildung 56.
Abbildung 57.
Abbildung 58.
Abbildung 59.
Abbildung 60.
Abbildung 61.
Abbildung 62.
Abbildung 63.
Abbildung 64.
Abbildung 65.
Abbildung 66.
Abbildung 67.
Abbildung 68.
Abbildung 69.
Abbildung 70.
Abbildung 71.
Abbildung 72.
Abbildung 73.
Abbildung 74.
Abbildung 75.
Abbildung 76.
Abbildung 77.
Abbildung 78.
Abbildung 79.
Minerale der Scheelit-Reihe . . . . . . . . . . 70
Aufnahme eines Scheelits ..........• 72
Elementspektrum zweier Scheelit-Kristalle ... 73
Skarn-Typen . . . . . . . . 77
Mineralbestände der Skarne . . . .. . 78
Aufnahme zonlerter Granate
. 79
Aufnahme zonierter Epidote . . . . . . . 80
Scheelite in Granat-Skarn . . . . . . . . . . . 81
Aufnahme von Scheelit in Granaten . . . . . . . 82
Elementverteilung in den Skarnen
. . . 83
Clusteranalyse . . . . .. ..... 84
Hauptelementbilanz der Verskarnung ...•.. 85
Ni/Co-Verhältnis
86
Durchschnittselementgehalte aller drei Erzkörper 89
Durchschnittselementgehalte des Erzkörpers I 90
Durchschnittselementgehalte Erzkörper II . 91
Durchschnittselementgehalte Erzkörper III ... 92
W-Verteilung im Erzköper I I .. . . . . . . . . 93
W-Verteilung in den drei Erzkörpern entlang
eines N-S-Profils . . . . . . . . • . • . . . . 94
W-Verteilung im Erzkörper lentlang eines E-W-
Profils . . . . . . . . . . . . . 95
W-Verteilung im Erzkörper II entlang eines E-W-
Profils . . . . . . . . . . . . . . . . . 96
Verteilung der Leptit-Varietäten in der Bohrung
GAH 5 • . . . . . . • . . • . • • . •. .. 97
Durchschnittliche W-Gehalte magmatischer Gesteine
. • 98
Korrelationskoeffizienten .. 99
Vektor-Diagramm . . . . . . . . . . . . 104
"Feuersetzen" . . . . . . . . . . 106
Erzanalysen aus der Hällsjö-Guva • • • • 107
Kalkgruben K 55 . . . . . . . . . 110
faltenachsen-Diagramm . . • • . • . 111
Aufnahme einer Falte •..... 112
Kluftdiagramme aus den Urgraniten am Rösasen
und aus dem Asby-Diabas am Hällsjöberget 113
Kluftdiagramme aus den Urgraniten am
Hällsjöberget . . . . . . . . . . . 114
Kluftdiagramme aus den Urgraniten am Röberget 115
Magnetische Karte der Hällsjö-Gruva . . . . . 118
Magnetische Karte eines Gebietes nördlich des
Hällsjön
119
Magnetische Karte des Hällsjö-Bergets . . . . 120
IV

DANKSAGUNG
Mein besonderer Dank gilt Herrn Prof. Dr. K. Poll, der durch sein
Interesse am Thema die Anfertigung dieser Arbeit ermöglichte und
durch seine Anregungen den Fortgang der Untersuchungen förderte.
Danken möchte ich auch der Firma LKAB PROSPEKTERING AB, Stockholm
und dort stellvertretend den Herren L.G. Ohlsson, S. Bjursted, M.
Bromley-Challenor sowie B. Flood fur ihre Unterstutzung bei der
Geländearbeit und bei der Anfertigung geochemischer Analysen sowie
fur das finanzielle Engagement der Firma.
Ganz besonders danken möchte ich an dieser Stelle meinen Eltern,
die mir mit ihrer steten Anteilnahme und UnterstUtzung die FortfUhrung
der Arbeit erleichterten.
Sehr verpflichtet bin ich der Bundesanstalt fUr Geowissenschaften
und Rohstoffe in Hannover (Prof. Stahl, Dr. Fesser, Dr. Raschka)
fur die Erstellung chemischen Analysen der Skarnerze in ihren
Labors.
Mein weiterer Dank gilt Frau E. Knappe, die mir bei der Durchfuhrung
der chemischen Analysen in Munster stets mit Rat und Tat zur
Seite stand.
All meinen Kommilitonen danke ich fur die kritischen Diskussionen
und Anregungen.

1.0 EINLEITUNG UND PROBLEMSTELLUNG
Schweden ist schon von Alters her fUr seinen Reichtum an Bodenschätzen
bekannt. Aus dieser Tatsache heraus entwickelte sich
bereits frUh ein reger Bergbau, der den Grundstein fUr die wirtschaftliche
BIUte und politische Bedeutung Schwedens im Mittelalter
legte. Diese GroBmachtstellung basierte im wesentlichen
auf dem Export von Kupfer aus der Grube von falun, ca. 20 km
nördlich des Kartiergebietes. Zeitweilig kamen zwei Drittel der
gesamten Weltproduktion an Kupfer aus diesem Gebiet.
Durch die Intensivierung des Abbaues von Reicherzen in SUdamerika
und Afrika ist der Bergbau Schwedens, besonders der Abbau von Eisenerzen,
in den letzten Jahrzehnten stark reduziert worden.
Stattdessen verstärkte man die Prospektion auf Erze der
Buntmetalle, sowie auf Au-, Ag- und Pb- fUhrende Erze. Daneben
galt ein besonderes Interesse der Suche nach Scheelit. Gerade
die Region Bergslagen in Mittelschweden, in der das Arbeitsgebiet
liegt, ist bekannt fur ihren Reichtum an Scheelit-Vorkommen.
Im Rahmen eines groBräumigen Prospektionsprogrammes der
schwedischen firma LKAB PROSPEKTERING AB in der Umgebung der ehemaligen
Eisen-Grube Tomtebo ergab sich bei geochemischen Untersuchungen
von Moränenmaterial eine Wolfram-Anomalie. Da eine
geringe Scheelitvererzung aus der einige km östlich gelegenen
Hällsjö-Gruva bekannt war, wurde die geologische Bearbeitung verstärkt
und man fand schlieBlich das Scheelit-Vorkommen von
Gussarvshyttan. Da dieses Vorkommen oberflächlich nicht ansteht,
wurde es durch 17 Kernbohrungen abgebohrt und kartiert.Parallel
dazu fuhrte man auch geophysikalische Messungen durch. Um genauere
Vorstellungen Uber die Geologie der Umgebung zu erlangen,
Ubertrug man mir, im Rahmen der Kooperation zwischen LKAB PRO­
SPEKTERING AB und der Universität Munster (Prof. K.Poll) 1983 die
Aufgabe einer Detailkartierung im MaBstab 1:10000. Zusätzlich
sollten an Hand von Dunnschliffen und Proben aus Bohrkernen
Untersuchungen zur Petrographie, Geochemie und Lagerstättengenese
des Vorkommens durchgefUhrt werden.
l

2.0 GEOGRAPHISCHER UBERBLICK
Die geographische Position des Arbeitsgebietes innerhalb
Schwedens ergibt sich aus der Abb. l.
Das Kartiergebiet liegt ca. 15 km ESE von Borlänge im Kopparbergs
Län. Es deckt Teile von vier Kartenblättern der Ekonomisk Karta
över Sverige im MaBstab 1:10000 ab : 13fli Folkarbyn, 13flj
Rankhyttan, 13fOi Rösasen, 13fOj Gussarvshyttan. Administrativ
gehört das Kartiergebiet teilweise zu Hedemora und teilweise zu
Falun.
Das Kartiergebiet wird beherrscht von drei Erhebungen, nämlich
dem Rösasen (291 m U. NN), dem Hällsjöberget (231.1 m U. NN) und
dem Röberget (230 m U. NN). Diese Höhen werden durch zwei NE-SWbzw.
NW-SE-verlaufende Täler voneinander getrennt, die im Bereich
des Gussarvshyttesjön zusammenlaufen. Nach S folgt eine flache
HUgellandschaft ohne deutliche Reliefunterschiede.
Das Landschaftbild wurde dur ch die letzte Eiszeit geprägt.
vielen eiszeitlichen Hohlformen schufen den Reichtum an Seen
Mooren im Arbeitsgebiet und seiner weiteren Umgebung.
Die
und
Der sUdliche Teil des Kartiergebietes wird Uber die
Mörttjärn, Gussarvshyttesjön, Rödsjön und Räsjön nach SUden Seen
zum
Dalälven entwässert, während die Oberflächenwässer des nördlichen
Teiles Uber den Hällsjön zum Vikasjön abflieBen.
Kiefern und Fichten sind die am häufigsten anzutreffenden Nutzholzarten.
Laubhölzer sind selten; hauptsächlich handelt es sich
dabei um Birken,die die Feuchtgebiete bevorzugen. Neben dem
Waldbau ist die Viehhaltung in der Landwirtschaft vorherrschend.
Erst in den letzten Jahren wird auch hier verstärkt Ackerbau betrieben,
was jedoch durch die schlechten Bodenwerte und die verkUrzte
Vegetationsperiode erschwert wird. Hauptsächlich wird
Getreide, Raps und Gras angebaut. In frUheren Zeiten wurde an
mehreren Stellen im Arbeitsgebiet Torf abgebaut.
Die Besiedlung ist nicht sehr dicht, die landwirtschaftlichen Betriebe
liegen als Einzelgehöfte weit verstreut in der Landschaft.
Sie sind teilweise se hr alt und noch im Dalarna-Stil errichtet,
fUr den eine Ansammlung mehrerer kleiner Holzhäuser und Scheunen
mit dunkelrotem Anstrich typisch ist.
2

Abbildung l. Position des Arbeitsgebietes: Schweden mit
Umriss des Kopparbergs Län (gestriehelte Linie)
und Lage des Arbeitsgebietes ( • ).
3

3.0 GEOLOGISCHER UBERBLICK
3.1 ALLGEHEINES UND UBERREGIONALE GEOLOGI E
Ungefähr drei Viertel der Fläche Schwedens werden von
präkambrischen Gesteinen eingenommen, die allerdings auf Grund
der quartären Bedeckung nur tei1weise oberf1äch1ich anstehen.
Sie setzen sich aus verschiedenen kristallinen Gesteinen zusammen,
von denen Teile polymetamorph (low- bis medium-grade, vereinze1t
auch high-grade; nach WINKLER, 1978) Uberprägt sind. Es
handelt sich um Metavulkanite und -sedimente , synkinematische
Intrusiva, sowie um nichtmetamorphe postkinematische Granite bis
Gabbros.
m.8 . Ze1lel nheit [reignis Sy nonyma
60 0
Pha nerozo i kum
Kal edoni sche
Orogenese
Zeontral .. und NE - Sc.h",eden,
Ska ndinavien Nordschweden F1nnland
Jungproteroz oikum
svekonorwegisch
dll sland isc h
100 0 Oals l an dische gotidisch
Or oge nes e prliba l kl lisc h jotnlsch
Hl ttelproterozolkum
liubj o t ni s ch
1750
2500
Svekoklrel1sche
Or ogenese I vekokareiisch svekofennisch ka rel1sch
Al t pr o t e r ozoi ku m ( marin ) ( epikont 1nen tal )
be l omor i d i s ch
Jungarchl1kum
prligo t ldi s ch
prlika relisch
Abbildung 2. Präkambrische Orogenesen Skandinaviens : Zusammenstellung
der am häufigsten verwendeten Begriffe
(verändert nach RICKARD , 1975).
In der Literatur existieren fUr dieselbe präkambrische Orogenese
Skandinaviens verschiedene Bezeichnungen. So werden z.B. die Begriffe
"Svekofennium", "Karelium" und "Svekokarelium" oft zusammen
genannt. Insofern bedUrfen diese Begriffe einer Klärung.
RANKAMA &WELIN (1972, zit. bei LUNDQUIST, 1979, S. 6) definieren
desha1b : " . . . the term Svecokarelian has been recommended to
replace the concepts Svecofennian and Karelian cycle or orogeny."
RICKARD (1979) bezeichnet die frUhproterozoische Orogenese
Skandinaviens als svekokarelische Orogenese mit einer
epikontinentalen karelischen und einer marinen , höher
metamorphen, svekofennischen Fazies. KOARK (1970) gibt fUr das
Karelium ein Hauptverbreitungsgebiet in Nordfinnland und in einem
ca. 100 km breiten Streifen in Nordschweden an, während sich das
Svekofennium in SUdfinnland und Mittel- bis Nordschweden er­
4

o
TE KTO NISCHE GLIEDER UNG
SCHWEDENS
D P rc kc ", br iu""
~ Kcm br os ill:"
• Mesozoikum u. T,rt iö'
100 2 00 Km
I ,
Abbi1dung 3. Tektonische Gliederung Schwedens: Ubersicht
nach KOARK (1970) mit Position des Arbeitsgebietes
(.).
5

streckt. In der Abb. 2 sind verschiedene Begriffe, die fUr die
einzelnen präkambrischen Orogenesen Skandinaviens existieren, zusammengefaBt
und geordnet. Die von RANKAMA & WELIN (1972) verwandte
Bezeichnung "Svekokare1isch" ist mitt1erwei1e a11gemein
anerkannt und wird auch im.fo1genden von mir benutzt werden.
Das schwedische Präkambrium wird vom svekokare1ischen Orogen beherrscht.
Von S nach N 1äBt es sich nach KOARK (1970) in fo1­
gende GroBeinheiten gliedern:
o
o
o
Zentra1schwedische Leptitregion
A1fta-Synk1inorium
Geosynk1ina1e des Zentra1-Norr1andes, mit sUd1icher
und nörd1icher Marginalzone
Das Kartiergebiet 1iegt im Bereich der Zentra1schwedischen
Leptitregion, deren genaue Position der Abb. 3 entnommen werden
kann.
Die Zentralschwedische Leptitregion wird in erster Linie aus
sauren Vulkaniten aufgebaut, untergeordnet treten intermediäre
und basische Effusiva, Karbonatgesteine sowie verschiedene
Klastika auf (KOARK 1970). Während der Orogenese, die Uber
isoklinalen faltenbau zu steilachsiger Schlingentektonik (HUBNER
1966, LUNDQUIST 1979) fUhrte, drangen synorogene Intrusiva
granitischer bis gabbroider Zusammensetzung auf. Spätorogen kam
es durch gebietsweise Absenkung zur Migmatisierung sowie zur
Intrusion pegmatitreicher Granite ("Yngre Granit").
Eine Zusammenfassung der stratigraphischen Abfolge der während
der svekokarelischen Orogenese gebildeten Gesteine sowie einiger,
fUr Zentralschweden bedeutender postsvekokarelischer Gesteine
gibt die Abb. 4.
In Skandinavien gibt es sechs Erzprovinzen, von denen drei im Bereich
des svekokarelischen Orogens liegen :
o
o
o
Zentralprovinz
Skellefte-feld
Norrland-fe-Cu-Provinz (z.B. Kiruna)
Die Zentralprovinz ist identisch mit der Zentralschwedischen
Leptitregion. Neben der f1ächenmäBigen Sonderstellung, die das
svekokarelische Orogen in Schweden einnimmt, ist gerade seine
ökonomische Bedeutung von Wichtigkeit.
Glaziale Ablagerungen des Quartärs sind weit verbreitet. Besonders
im NE-Teil des Kartiergebietes findet man viele groBe
glazigene B1öcke. Die am häufigsten anzutreffenden quartären
Lockergesteine sind Grundmoränen, die in Mächtigkeiten von Uber
10 m (z.B. am SW-Hang des Hällsjöberget) auftreten. Die
HauptflieB- und Transportrichtungen des von NNW nach SSE sich bewegenden
Eises werden durch Gletscherschrammen auf
glattgehobelten Gesteinsoberflächen sowie durch die Richtungen
einiger Täler und fluBläufe dokumentiert. Die im Gelände einge­
6

CHRONO­
GEOCHRONOLOGIE STRATIGRAPHIE LITHOSTRATIGRAPHIE
970 Post- Diabase von N-Dalarna
1220 svekokarelische Asby-Diabas
1371 Epoche und Tuna-Diabas, Gustafsporphyr
nichtorogene
Dala-Sandstein
KomplelIe
Dala-Grani te
1635 Dala-Porphyre
lb50
1730
1830
Epoche später
Hebung
Epoche junger jiingere
Granit- Granit- z.B. Filipstad-Granit
lntrusionen Serie
Epoche der
Kratonisierung, mittlere z.B. Fellingsbro-Granit
Regional- Granit- Stockholm-Granit
metamorphose Serie
und Granitintrusionen
s pä t es Ri f t- Hauptphase tektonischer Kompression und
Epoche der stadium Regionalmetamorphose, Konglomerate
Supra- obere Graue Schiefer- Grönstens­
Leptit- Formation,
?
1860 krustal- Rif ts tadium Hällef linta- Schwarzschiefer,
Schiefer- Grauwacken, obere
entwick- Gruppe Leptit-Hälleflinta-
Formation
Iung
beginnendes mittlere saure Vulkanite,
Rif ts tadium Leptit- Karbonate, gebän- Leptit-
Gruppe derte Pelite, Hetabasit­
Skarnerz- und Serie
Eisenerz-Formation
1900 friihes untere iiberwiegend saure
vulkanisches Lept il- Vulkanite
Stadium
Gruppe
Abbildung 4. Stratigraphische Ubersichtstabelle: Zusammenstellung
svekokarelischer und postsvekokarelischer
präkambrischer Gesteine Zentralschwedens
(verändert nach LUNDQUIST 1979,
DEN et al. 1982). Gesteine des Arbeitsgebietes:
Leptit-Metabasit-Serie (Leptite,Metabasite
Karbonate), Grönstens-Urgranit-Serie (Metamonzodiorite,
Urgranite), Tuna-Diabas, Gustafsporphyr,
Asby-Diabas.
7

messenen Richtungen der Gletscherschrammen sind in der
Geo1ogischen Ubersichtskarte in Abb. 5 zusammengefaBt.
Geologjsche Obersichtskarte Gussarvshy.tl:.tln.
Gustafsporphyr
Diabase
O 1000 2000 m
[J
D
D
D
l2:J
D
I
Urgranit
Metamonzodiorit
Skarn
Karbonate
Metabas it
leptit
Gletscherschrammen
Abbi1dung 5. Geo1ogische Ubersichtskarte des Arbeitsgebiets:
Verk1einerte Fassung der Geo1ogischen Karte
1:10000 (Anlage l) mit den Richtungen der im
Arbeitsgebiet eingemessenen G1etscherschrammen.
B

3.2 GEOlOGISCHE KARTE UND PROf ILE
Die geo1ogische Karte von Gussarvshyttan (Anlage l), die
tektonische Karte (Anlage ?), die Aufsch1uBkarte (Anlage 3) sowie
die Profile (Anlage 4) wurden im MaBstab 1:10000 sngefertigt.
Aus der Schee1it-Lagerstätte liegen eine geologische Detailkarte
(Anlage 5) und ein N-S-Profi1 (Anlage 6) im MaBstab 1:1000 vor;
diese wurden, nur mit einer legende in Deutsch versehen, unverändert
aus Berichten von LKAB PROSPEKTERING AB (1978, 1979, 1981)
ubernommen.
07
06
05 '
03
I
02 1 i
l
I
I
01 l I
!
L... 93 . .. _..,.. ~? .._.. . 95
98~
~ ~o
Abbi1dung 6. Topographische Karte1:50000: Ausschnitt sus
der Topografisk Karta över Sverige, fältkarta
13F Falun SO mit UmriB des Arbeitsgebietes.
9

Da die Kartierung im Rahmen eines Prospektionsprogrammes erfolgte,
sind in den Karten und Profilen Signaturen und farben
verwandt worden, die in Schweden Ublich sind.
Wie bereits erwähnt, liegt das Kartiergebiet im Bereich von vier
verschiedenen Blättern der-Topographischen Karte (Ekonomisk Karta
över Sverige, 1:10000). Deswegen, und aus der Tatsache heraus,
daG diese Karten nur koloriert erhältlich sind (in nichtfarbigen
Karten fehlen die Höhenlinien), wurde eine neue Karte erstellt,
auf der nur die wichtigsten StraGen, Wege, Seen und Vorfluter
eingetragen wurden. Sie diente als Grundlage fUr die geologische
und fUr die tektonische Karte. Auskunft Uber die Topographie des
Arbeitsgebietes gibt der in Abb. 6 dargestelite Ausschnitt der
Topografisk Karta över Sverige, fältkarta 13F falun SO.
J.J EINfUHRUNG IN GEOLOGIE UND STRATIGRAPHIE DES KARTIERGEBIETES
Die Geologie des Kartiergebietes wird bestimmt von zwei verschiedenen
Gesteinsserien, im N und NW von Gesteinen der Grönstens­
Urgranit-Serie und im S von Gesteinen der Leptit-Metabasit-Serie.
Die Leptit-Metabasit-Serie repräsentiert die ältesten Gesteine
des Kartiergebietes. Es handelt sich dabei um helle feinkörnige
Gneise (Leptite) und um dunkle Amphibolite (Metabasite), die
stark verfaltet sind, mit steil nach SW einfallenden faltenachsen.
Die Amphibolite sind als NE-SW-streichende Linsen in die
Leptite eingeschaltet, ebenso wie einige Vorkommen von teilweise
sehr reinen Marmoren und deren Umwandlungsprodukten, den Skarnen.
Nach N folgt die jUngere Grönstens-Urgranit-Serie mit hellen, als
Urgranit bezeichneten Orthogneisen (Augengneise,
Hornblendegranite) sowie weniger sauren Metamonzodioriten. Diese
fruhorogenen Intrusiva sind mit den Gesteinen der Leptit­
Metabasit-Serie verfaltet. Bemerkenswert sind gröBere Leptit­
Linsen in den Urgraniten des NW-Teiles des Arbeitsgebietes und
zwei Metamonzodiorit-Vorkommen in den Leptiten und Metabasiten im
S-Teil.
Beide Serien werden nochmals durchschlagen von Jungeren
Amphiboliten von geringer Mächtigkeit (max. 5 m Ausstrichbreite).
Diese mussen als synorogene Basalt-Gänge einer tektonisch ruhigen
Phase der Orogenese angesehen werden, die später metamorph umgewandelt
worden sind. Sie sind zu geringmächtig, um sie in einer
Karte erfassen zu können. Sie zeigen keine bevorzugten
Streichrichtungen.
Die jUngsten Gesteine des Kartiergebietes sind postorogene
Diabase und Porphyre. Man kann sie in zwei verschiedene Systeme
einordnen, zum einen eine Schar NE-streichender Diabase (Tuna­
Diabas) und Porphyre (Gustafsporphyr) subjotnischen bis
jotnischen Alters, zum anderen einen bis zu 15 m mächtigen
NNW-streichenden Diabas-Gang (Asby-Diabas) jotnischen bis
postjotnischen Alters (KULLING & HJELMQUIST 1948, HUBNER 1966).
Beide Diabase unterscheiden sich nur in ihrer KorngröBe; der
10

Tuna-Diabas ist feinkörnig mit cm-groBen Feldspat-Einsprenglingen
und Kalzit-Mandeln, während der Asby-Diabas mittelkörnig ist und
keine feldspat-Einspenglinge fuhrt. Er wird teilweise auch als
"Mandelstensdiabas" bezeichnet (KULLING &HJELMQUIST, 1948).
Stratig~p'hische Abfolg~
Alter (Ma)
Gesteine
1220 Asby-Diabase
1371 Gustafsporphyre, Tuna-Diabase
1650-1750 Skarne
1845- Urgranite
1870 Metamonzodiorite
) 1890 Karbonate
Metabasite
Leptite
Abbildung 7. Stratigraphische Abfolge der Gesteine des
Arbeitsgebietes: Altersangaben nach DRAKE
(1981), LUNDQUIST (1979), DEN et al. (1982) und
WILSON (1982).
In der Abb. 7 wird die Stratigraphie der Gesteine des Arbeitsgebietes
nach der Arbeit von LKAB PROSPEKTERING AB (1981) sowie eigenen
Ergebnissen wiedergegeben.
3.4 BISHERIGE GEOLDGISCHE BEARBEITUNGEN
Uber die nähere Umgebung des Kartiergebietes gibt es kaum Literatur.
Die meisten Arbeiten beschäftigen sich mit den verschiedenen
Erzvorkommen. Hällsjö-Gruva, die einzige Mine im
Kartiergebiet, wir d von mehreren Autoren kurz beschrieben, so von
GEIJER & MAGNUSSON (1944), KULLING & HJELMQUIST (1948), HUBNER
(1966), GRIP (1974) und SIND (1983). GroBmaOstäbliche Karten und
deren Beschreibungen liegen von KULLING & HJELMQUIST (1948) und
HJELMQUIST (1966) vor.
Zusätzlich zu dieser Literatur sind noch verschiedene unveröffentlichte
firmeninterne Arbeiten von LKAB PROSPEKTERING AB aus
den Jahren 1978 bis 1981 zu erwähnen.
11

4.0 ARBEIT5HETHODEN UND GERÄTE
Die Probenahme im Gelände erfolgte nach unterschiedlichen Kriterien.
Um die einzelnen GroBeinheiten nochmals untergliedern zu
können, wurden einerseits makroskopisch unterschiedliche Ausbildungen
der Gesteine selektiv beprobt, im Gelände einheitliche
Partien dagegen nach dem Rastersystem. Bei den beiden groBen Gesteinseinheiten
Leptit-Metabasit- und Grönstens-Urgranit-5erie
lassen sich mehrere Typen unterscheiden. Von einigen
repräsentativen Proben eines jeden Types wurden später DUnnschliffe
hergestellt und geochemische Analysen durchgefUhrt. 50
standen an DUnnschliffen und Analysen zur VerfUgung:
DUnnschliffe Analysen
Skarne 46 96
Leptite 29 30
Urgranit 22 26
Metamonzodiorit 10 4
Karbonate 6 2
Metabasit 4 6
Diabase 3 7
Gustafsporphyr 3 3
Pegmatite
7
Von den auf S. 10 beschriebenen synorogenen Basalten ( jetzt
Amphibolite ) wurden weder DUnnschliffe angefertigt noch chemische
Analysen durchgefUhrt, da diese Gesteine zu geringmächtig
sind, um sie kartiermäBig zu erfassen.
Von den zur VerfUgung stehenden Bohrkernen aus der Scheelit­
Lagerstätte von Gussarvshyttan wurden die Bohrungen GAH l, GAH 5
und GAH 6 systematisch beprobt, die Ubrigen nur selektiv. Ein
Teil Proben aus den Erzkörpern lag bereits gemahlen BUS frUheren
Untersuchungen durch LKAB PROSPEKTERING AB (1981) vor; sie wurden
so Ubernommen und von mir in die Analysengänge einbezogen. Bei
der Bohrung GAH 5 erfolgte eine Beprobung auf ihrer gesamten
Länge mit kontinuierlich sich verringernden Probenabständen in
Richtung auf die Erzkörper. Am Anfang betrug der
Beprobungsabstand 22 m, in der Nähe der Erzkörper unter l m. Aus
frUheren Bearbeitungen der Bohrkerne lag eine petrographische Beschreibung
bereits vor, die im Bedarfsfall präzisiert wurde.
Die Auszählung der DUnnschliffe wurde mittels eines Leitz­
Zählokulares nach einer Vorschrift von BLASCHKE (1967) durchgefuhrt.
Zur Minimierung des absoluten Fehlers bei der Auszählung
wurden pro Schliff jeweils 1000 Punkte ausgezählt.
Die Bestimmung der Haupt- und einiger Spurenelemente in Munster
erfolgte durch ein Flammen-Atomabsorptionsspektrometer der Firma
PERKIN ELMER (AAS 5000). Die Elemente Ti, Sr und Rb IieBen sich
hierbei nur durch Additionsverfahren bestimmen, da die Matrix­
EinflUsse zu groB waren. Si und P wurden auf photometrischem
Wege mit dem SPECTRONIC 210 UV der Firma SHIMADZU bestimmt. Die
Erze und Nebengesteine der Wolfram-Lagerstätte von Gussarvshyttan
12

konnten bei der BGR in Hannover auf Haupt- und Spurenelemente
untersucht werden. Es handelte sich insgesamt um 96 Proben, die
mit einem Röntgenfluoreszenzspektrometer der Firma PHILLIPS analysiert
worden sind. Von den Proben muBten durch
SchmelzaufschluBe mit Lithiumtetraborat Tabletten hergestellt
werden, die nach BGR-internen MeBprogrammen bearbeitet wurden.
Zur Eichung der Hannoveraner Ergebnisse lieO LKAB in ihren Labors
in Stockholm einige Erzproben mit einem JARELL-ASH-ICP nochmals
untersuchen. Die Analyse erfolgte nach firmeninternen
MeBprogrammen (NJO und Au). Hierbei wurde bei den fur diese Arbeit
besonders wichtigen W-Gehalten ermittelt, daO die
BGR-Ergebnisse um 15-20 % zu hoch liegen. Dies konnte bei
weiteren Kontrollmessungen auf photometrischem Wege in den Labors
der Scheelit-Mine Yxsjöberg nochmals bestätigt werden. Da in
dieser Arbeit haLlptsächlich die verschiedenen Erzproben untereinander
verglichen werden sollen, fallen diese Diskrepanzen bei
einer relativen Betrachtungsweise nicht sehr ins Gewicht; doch
soll dieses Problem hier zumindest Erwähnung finden.
Zur detaillierteren Untersuchung der Leptite ergab sich die Möglichkeit,
anlässlich einer Gerätedemonstration 20 Proben auf Ni,
Cr, Zr und Y mit einem AGW-ICP analysieren zu lassen.
Zur Kontroile der Analysenergebnisse wurden in Munster und bei
AGW die USGS-Standards BeR-l, AGV-l, GSP-l und G-2 mitgemessen.
LKAB verwendete als Standard NJOSTD-2.
Gesamtgesteins- sowie Mineraluntersuchungen erfolgten mit dem
Röntgendiffraktometer D 500 von SlEMENS des Geologisch­
Paläontologischen Institutes Munster. Auf die genauen
MeBparameter und -bedingungen 5011 noch im Kapitel 7.0 näher eingegangen
werden. Zur Granatbestimmung und Scheelituntersuchung
(Elementanalyse, Röntgenverteilungsbilder) wurde ein CAMBRIDGE­
Rasterelektronenmikroskop mit EDX-Elementanalysen-System herangezogen.
13

5.0 GESTEINE DES KARTIERGEBIETES UND OEREN PETROGRAPHIE
5.1 LEPTIT-HETABASIT-SERIE
5.1.1 Leptite
5.1.1.1 A1lge.eines
Der Begriff "Leptit", abgeleitet vom griechischen Wort 1eptos=
leicht, wird seit der Tagung der Geological Society, Stockholm
1908, zur Beschreibung von feinkörnigen Quarz-Feldspat- Gesteinen
der skandinavischen Zentralprovinz und des Skellefte- Feldes verwandt.
Leptite repräsentieren ehemalige Sedimente und saure
Effusiva, besonders primäre und umgewandelte Pyroklastika
(RICKARD 1979). SUNDlUS (1923) konnte bei Untersuchungen des
Gryhyttefeldes nachweisen, daB die dort vorkommenden Hälleflinta
und Leptite gröBtenteils vulkanische Bildungen darstellen, d.h.
aus Laven und Tuffen entstanden sind.
Nach GEIJER & MAGNUSSON (1944) liegt die KorngröBe der Leptite im
Bereich zwischen 0.03 und 0.5 mm (max. l mm) fur die Grundmasse,
Einsprenglinge sind gröber. Gesteine mit KorngröBen

Geolog i sche Ubers i chtskarte
mit Lep.tit-Varietäten
.
• 1
,,'
.
II
.,'
Diabas
Gustafsporphyr
D Urgranit
EJ Metamonzodiorit
D Skarn
D Karbonat
c:J Metabasit
o 1000 2000 m 0 Leptit ,alkaliintermediär
0 Leptit, K- extrem
[!;J Leptit, No-extrem
D Leptit, undifferenziert
Abbildung 8. Geologische Obers~chtskarte mit Leptit­
Varietäten: Verkleinerte und simplifizierte
Fassung der Geologischen Karte1:l0000
(Anlage l).
Insgesamt muB man sagen, daB sich aus der Literatur kein präzises
Bild ergibt, um was es sich bei einem Gestein, das als Leptit bezeichnet
wird, handelt.
15

5.1.1.2 Gesteinsbeschreibung und Petrographie
Die im Kartiergebiet anstehenden Leptite sind in der Regel stark
metamorph Uberprägt, umkristallisiert und teilweise vergneist, so
daB exakte Aussagen Uber das Ausgangsgestein schwierig sind.
VereinzeIt beobachtete Bänderung der Leptite durch Lagen feinverteilter
Biotite, Chlorite und Amphibole mögen Hinweise auf die
primäre Schichtung geben. Das Gestein ist teilweise stark
verschiefert. Die Farben variieren von grau bis rosa; sehr dunkelgraue
bis grUnliche Farben, die teilweise auch beobachtet werden
konnten, sind auf einen besonders hohen Chlorit-Gehalt
zurUckzufUhren.
Die Leptite sind in ihrem Aussehen se hr heterogen. Im Gelände
wurde zwischen fUnf verschiedenen Leptit-Typen unterschieden.
Typ I Das beherrschende Merkmal dieses Types ist seine
Bänderung, hervorgerufen durch Biotit- und ChIorit­
Lagen. Es treten in erster Linie hellgraue, beige und
hellrosa Farben auf. Die KorngröBen schwanken; generell
ist dieser Typ der grobkörnigste Leptit des
Kartiergebietes. Vereinzeit fUhrt er etwas Pyrit.
Typ II Diese Leptite sind als groBflächige Linsen im Typ I zu
finden. Sie sind sehr feinkörnig, dicht und meist von
hellgrauer bis -rosa farbe. Schichtsilikate sind deutlich
weniger als im Typ I zu finden, eine Bänderung ist
fast nicht erkennbar. Dieser Typ fällt durch seine
ausgeprägte Homogenität Uber groBe Flächen hinweg auf.
Die ErzfUhrung ist deutlich höher als beim Typ I.
Typ III Die Gesteine dieses Typs sind die feinkörnigsten,
dichtesten und härtesten des Kartiergebietes. Sie brechen
splitterig, sind meist dunkelbraun, dunkelgrau bis
schwarz und fUhren fast keine Glimmer. Auffällig ist
der sehr hohe Gehalt an Erzen, wie Pyrit und
Kupferkies. Da dieser Leptit-Typ ausschlieBlich im Bereich
einer Störungszone zu finden ist, liegt die Vermutung
nahe, daB er sekundär silifiziert worden ist.
Typ IV Dieser Gesteinstyp unterscheidet sich von den anderen
durch seine ausgeprägte Brecciierung. Die Gesteine
sind hellgrUn bis rot, von Quarzadern durchzogen und in
ihrem Gesteinsverband total gestört (Abb. 9). Es fällt
auf, daB dieser Gesteinstyp nahezu paraliei zum Leptit­
Urgranit-Kontakt verläuft (siehe Anlage 1), was zu der
Vermutung AnlaG gibt, daB die Bewegungszone durch die
Granitintrusion angelegt worden ist.
Typ V Auf Grund ihres Aussehens und Mineralbestandes erhielten
die Proben dieses Typs den Geländenamen
"skarnige Leptite" und sind auch als "skarnige Leptite"
in der Geologischen Karte (Anlage l) verzeichnet. Sie
haben teilweise einen sehr hohen Erz-Anteil. Die Gesteine
dieses Typs, wie auch die Leptite des Typs IV,
treten im Gelände immer nur in form k1einer räum1ich
begrenzter Linsen auf.
16

Abbildung 9. Brecciierung in Leptiten: Aufschlu8 K 158. Le
= Leptit, Q = Quarz.
Bedingt durch ihren se hr hohen Quarz-Anteil, sind die Leptite besonders
widerstandsfähig gegen VerwitterungseinflUsse. In deren
Verlauf kommt es dabei in der Regel zu einer Aufhellung der Gesteinsfarbe;
au8erdem werden die Oberflächen rauher.
Bei der mikroskopischen Bearbeitung von DUnnschliffen der Leptite
zeigte sich, da8 sie alle holokristallin und dicht sind. Die
Leptite des Types I und IV sind i.a. wechselkörnig, während die
Gesteine der Typen II und III durch ihre Gleichkörnigkeit auffallen.
Das GefUge ist Uberwiegend granoblastisch, mit vereinzeiten
Ubergängen zu porphyroblastischem Gefuge mit Quarz- und
Feldspatblasten in einer granoblastischen Grundmasse (Abb. 10).
Die Gefugebestandteile lassen sich als hypidiomorph bis
panxenomorph beschreiben. Sie sind im Raum richtungslos angeordnet,
nur bei den Schichtsilikaten ist immer wieder eine
Paralieitextur zu erkennen. Die einzelnen Gefugebestandteile
sind wie folgt zu beschreiben:
Quarz: Die Quarze zeigen deutlich undulöses Auslöschen, sind
meist xenomorph und haben unregeImä8ige, sich verzahnende Korngrenzen.
Die Korngrö8en schwanken zwischen wenigen um und 0.5 mm
in der Grundmasse und bis zu 2 mm bei Einsprenglingen in
wechselkörnigen Proben. Fur gleichkörnige Schliffe wurden max.
0.09 mm ermittelt.
Vereinzeit sind grö8ere Einzelkristalle in Richtung des ParallelgefUges
der Schichtsilikate gestretkt. Bläscheninklusionen in
Quarzkristallen sind verbreitet (Abb. 10). Nach TRÖGE R (1969)
17

II
Abbildung 10. GefUge der Leptite (Bild I) und Quarzinklusionen
(Bild II): Bild I: ParalIeItextur
der Biotite (Bi); Q = Quarz, Al =
Alkalifeldspat, PI = Plagioklas. Vergrö8erung
: 43.1:1. Bild II: Bläscheninklusionen in
Quarzen; Signaturen siehe oben, Cl = Chlorit.
Vergrö8erung : 91:1. Probe K 38a.
18

kann es sich hierbei um Oberreste verheilter Beanspruchungen im
Mineral handeln. Weitere Hinweise auf Druckbeanspruchungen geben
Erscheinungen, die als beginnende Mosaikbildung zu deuten sind.
Solche Erscheinungen entstehen unter trockenen
Metamorphosebedingungen bei Temperaturen unterhalb von 300°C.
Alkalifeldspat: Fur Alkalifeldspäte sind ähnliche KorngröBen ermittelt
worden wie fur die Quarze. Sowohl in der Grundmasse als
auch als Einsprenglinge sind sie xenomorph mit unregelmäBigen,
sich verzahnenden Korngrenzen. Sammelkristallisation ist ebenso
zu finden wie eine vereinzelte Auslängung paraliei zu den
Glimmern. Es können in den Schliffen alle Formen von Umwandlungen
und Zwillingsbildungen beobachtet werden, vom ursprunglichen
Orthoklas bis zum perthitisch entmischten vergitterten
Mikroklin.
Verdrängungsvorgänge wie Myrmekit-Bildung sind vereinzeit zu finden;
weitaus verbreiteter ist dagegen die Sericit-Bildung.
Tropfenförmige Quarzinklusionen in den Alkalifeldspäten lassen
sich als Verdrängungsprodukte deuten.
Plagioklas: Plagioklase kann man sowohl als Matrixmineral als
auch als Einsprenglinge finden. Sie sind ausnahmslos xenomorph
und oft polysynthetisch verzwillingt.
Bei den Plagioklasen handelt es sich in erster Linie um Oligoklas
bis Andesin.
Auch die Plagioklase sind teilweise stark umgewandelt. Es
herrscht Sericitbildung vor, doch ist auch die Neubildung von
Kalzit zu beobachten.
Chiorit: Chiorit war in jeder untersuchten Probe zu finden. Der
Chloritgehalt ist mitverantwortlich fur die dunkle Färbung einiger
Leptite. Die Kristalle sind meistens xenomorph, selten
hypidiomorph; ihre KorngröBen schwanken. Es handelt sich um
blättrige und schuppige Aggregate oder um dichte, wirr verfilzte,
parallele oder radialstrahlige Bildungen. Die Chlorite haben
eine grunliche Eigenfarbe mit teilweise ausgeprägtem
Pleochroismus. Die Interferenzfarben variieren von grun bis
violett. Nach der Methode von ALBEE (1962, zit. in TRÖGER 1982,
S. 117) wurden die Chlorite als Glieder der Diabantit-Rhipidolit­
Reihe bestimmt. Radialstrahlige Aggregate mit gelblich-gruner
Eigenfarbe gehören zur Pennin-Klinochlor-Reihe.
Biotit: Die Biotite sind immer xenomorph, meist paraliei eingeregelt
oder radialstrahlig und von grunlicher bis bräunlicher Eigenfarbe
mit ausgeprägtem Pleochroismus. Nur bei speziellen
Schnittiagen fehlt dieser. "Pleochroitische Höfe" kommen ebenso
oft vor, wie "bird-eye-structures". Der Biotit wird oft in
Chiorit umgewandelt.
Huskowit: Der Muskowit ist seltener als Biotit in den Leptiten
zu finden und ist auch deutlich feinkörniger. Man findet ihn
entweder als Einzelkristalle oder aber in Form von Sericit als
Bildung umgewandelter Feldspäte, besonders der sauren
19

Plagioklase. Muskowit ist immer xenomorph und oft paraliei eingeregelt.
Im schliff ist er farbios und zeigt keinen
Pleochroismus.
Kalzit: Kalzit ist nur vereinzeit in den schliffen zu finden.
In der Regel tritt er in Forn feiner Spalten- und
Zwickelfullungen auf, seltener als Einzelkörner.
Polysynthetische Verzwillingung ist weit verbreitet.
Amphibol und Pyroxen: Beide Minerale konnten nur selten in den
schliffen gefunden werden. Meist sind sie hypidiomorph bis
xenomorph und gröberals der Hauptanteil der anderen Minerale.
Die gut erkennbaren typischen Spaltwinkel erleichterten die
Unterscheidung zwischen Amphibolen und Pyroxenen. Durch Bestimmung
der Auslöschungsschiefe wurden die Amphibole als zur
Aktinolith-Reihe gehörig und die Pyroxene als Diopsid bestimmt.
Epidot-Reihe: Minerale dieser Reihe kommen zwar nur akzessorisch
vor, sind aber in fast jedem schliff zu finden. Epidot ist dabei
weitaus häufiger als der farblose Klinozoisit. Die Kristalle
sind ausschlieBlich xenomorph und treten sowohl als SpaltenfUIlungen,
als auch als Einzelkristalle auf. Der Epidot zeigt oftmals
Zonarbau.
Apatit, Titanit, Zirkon, Rutil, opake Erze: Diese Minerale sind
nur akzessorisch in den Proben zu finden. Sie sind i.a.
feinkörniger als die Grundmasse, xenomorph und fallen durch ihr
hohes Relief und ihre bunten Farben auf. Titanit kommt häufig in
der Nähe opaker Erze, wie limenit vor; Zirkon ist als EinschluB
in Biotit leicht zu erkennen. Bei den opaken Erzen handelt es
sich um Chalkopyrit, Hämatit, Magnetit und limenit. Pyrit ist
vereinzeit in seiner typisch kubischen Kristallform zu finden.
Bleiglanz wurde in gröBeren Mengen in den Leptiten nur in einer
Probe aus der Nähe eines kleinen Erz-Schurfes gefunden. Apatit
tritt immer in Form kleiner gerundeter Kristalle auf, während
Rutile unregelmäBge Formen in den Schliffen aufweisen. Rutil
zeichnet sich besonders durch seine hellbraune Eigenfarbe aus.
Insgesamt sind 29 Leptite in Dunnschliffen bearbeitet worden, wovon
18 nach der Point-counter-Methode ausgezählt worden sind
(Abb. 11), bei den ubrigen Proben wurde der Anteil an Haupt- und
Nebenbestandteile sowie der Akzessorien abgeschätzt. Diese Ergebnisse
sind der Abb. 12 zu entnehmen.
Im weiteren werden in dieser Arbeit die folgenden AbkUrzungen
verwandt :
20

*** ** * =
Q
Kf
PI
Bi
Mu
Cl
Ep
Klz
Ca
Gr
Am
Px
Ap
Zr
Ru
Sch
Ti
Hä
Op
Quarz
Alkalifeldspat
Plagioklas
Biotit
Muskowit
ChIorit
Epidot
Klinozoisit
Kalzit
Granat
Amphibol
Pyroxen
Apatit
Zirkon
Rutil
Scheelit
Titanit
Hämatit
Opake Erze
Hauptbestandteile (mehr als 5 %)
Nebenbestandteile (1-5 %)
Akzessorien (kleiner als l %)
Mineral im Schliff nicht vorhanden
Die Ergebnisse der Schliffauszählung sind im QAP-Diagramm nach
STRECKEISEN (1976) dargestelIt (Abb. 13). Danach kann man zwischen
drei Gesteinszusammensetzungen unterscheiden: jeweils acht
Proben fallen in das Dazit- bzw. Rhyodazit- Feld, während die
Proben K 37 und K 124 rhyolithische Mineralzusammensetzung haben.
Inwieweit diese Einteilung mit den nach rein makroskopischen Gesichtspunkten
aufgestellten Leptit-Typen (siehe oben)
korrellierbar ist, zeigt folgende Zusammenstellung:
Dazit Rhyodazit Rhyolith Leptit-Typ
"
K 38a
I
K 69 "
II
K 76 "
II
K122
II
K 75 "
II
K 59a
II
Kl19 "
V
Kl18
II
K 99
"
IV
K 49
"
I
K 79 " I
K125
"
I
K 77
"
I
KI06
"
I
K 60
"
III
K 78
"
III
K 37
"
I
K124
I
"
21

GUH
GUH
GUH
GUM
GUH
5-127
5-128
6­ 6
6­
6­
7
8
GUM 6­ 10
GUM 6­ 11
GUM 14­ 44
IC 30
K 37
IC
38
K 47
K 49
K 59.
Il 60
Q Kf Pl B1 Hu Cl
.......-._ .......
Ep C. Gr A. PK 11 Ap Zr
* •
.......... - ... * ­
• * *
......... * - -
...... _**­ -* * * *
*'** ...
* * *'**
...... - * - *­
* *
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* *. -
*
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*
*
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• •
* *
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...
*'**
...
*'**
*'**
*'**
*'**
*'**
* -
- -...
*
- -
**
-
*
*'** ... * *
* *
*'** ** *'** *
*
K 69
*'** *'** *'** *­ * ** *
* •
K 70
*'** ** ** ** *'** *'**
* *
K 74 *'** ... ... * *'**­
*
Il 75
*'** *'** *'** *'**
- * • •
K 76 *'** *'** *'** * ** .. * * *
K 77 *'**
K 78 ... *'** *'** *'**
.. *.. .. ..
*
*
K 79 *'** * * * ..
• *
K 99 ...... *­ ••
*
* • *
K 106 *'** - ** *'** K 118
*'** *­ .­ ** K 119
... ...
K 122 .......- .... -
*
* * *
*
. . * •
* * *
Il 124
- ** -
Il 125 ............- ....
• *
•
*
• • • *
•
• *
•
*
*
•­
Op
•
*­
*
*
•
*
•
*
•
Abbildung 11. Mineralbestand der leptite: Abgeschätzte
Mineralbestände der leptite. SignaturenUbersicht
auf s. 21 . Unterscheidung in Haupt- und
Nebengemengteile und in Akzessorien. Probenbezeichnung:
K = AufschluBnummer, GAH = Bohrung
aus dem Scheelit-Vorkommen von Gussarvshyttan.
Aus diesen Ergebnissen wird anschaulich, daB bei den leptiten von
Gussarvshyttan eine Unterscheidung zwischen unterschiedlichen Gesteinszusammensetzungen
nach rein makroskopischen Gesichtspunkten,
wie sie HUBNER (1966) fUr das Kalvbäcken-Hällsjö-Gebiet
verwendet, nicht in allen Fällen möglich ist. Dies ist besanders
deutlich bei Gesteinen der Typen IV und V, wovon K 119 ins Oazitund
K 99 ins Rhyodazit-Feld fallen. Wie allerdings bereits oben
erwähnt, ist fUr die leptite des Types IV eine ZufUhrung von Lösungen
auf einer Bewegungsbahn in Betracht zu ziehen, die eine
Umwandlung im Mineralbestand, z.B. Albitisierung der
Kalifeldspäte und damit eine Umwanolung von Oaziten in Rhyodazite
bewirkt haben könnte.
22

Na-Extreme Leptite
Q Kf Pl Cl Bi Hu Ca Ep Am Px Op
K 38 45.1 9.4 33.5 1.7 10.0 0.1
K 59a 42.3 4.1 37.7 2.9 11.9 0.8 0.2 0.3
K 69 46.8 5.2 28.0 4.7 12.6 0.2 2.3 0.2
K 75 44.1 5.4 28.3 8.8 12.0 0.8 0.3
K 76 45.4 7.1 28.6 2.0 13.8 0.1
K 119 42.1 4.1 37.7 2.9 11.9 0.8 0.3 0.5 0.1
K 122 44.2 7.7 33.6 1.2 13.1 0.2
Alkaliintermediäre Leptite
Q Kf Pl Cl Bi Hu Ca Ep Am Px Op
K 49 44.8 21.1 19.9 8.1 3.0 2.5 0.6
K 60 37.7 19.6 20.5 15.5 3.9 2.1 0.4 0.3
K 77 40.3 17.8 22.6 6.2 8.2 4.0 0.9 0.3
K 78 42.3 21.6 16.0 13.2 3.5 1.8 1.2 0.4
K 79 48.1 20.4 21.3 7.8 1.2 1.2 0.2
K 99 42.0 24.8 19.1 9.2 2.4 2.5 0.2
K 106 39.1 24.3 20.9 6.3 4.0 2.5 1.4 0.6 0.9
K 118 41.6 18.1 23.4 2.6 10.2 1.4 0.4 0.3
K 125 36.7 21.9 24.8 10.0 2.3 4.3 0.2 0.2
K-Extreme Leptite
Q Kf Pl Cl Bi Hu Ca Ep Am Px Op
K 37 42.8 37.5 11.9 1.5 6.3 0.2
K 124 38.2 41.4 11.4 3.9 4.1 1.0 0.2
Abbi1dung 12. Quantitative Auswertung der Leptite: Modalbestand
der Leptite (in Vo1.-%), 18 Proben.
Zusammenfassend kann gesagt werden, daB hel1graue bis -rote,
nicht oder sehr schwach gebänderte Leptite (Typ II) einen höheren
Plagioklas-Antei1 besitzen als die deut1ich gebänderten Modifikationen
(Typ I), die im Schnitt auch etwas quarzreicher sind. Oie
Unterscheidung zwischen Oaziten und Rhyodaziten beruht ausschlieBlich
suf dem Kålife1dspat/P1agioklas-Verhältnis.
23

Q
I
I
K37 I
• I •
• I
K12~
I
I
I
I 2
I
I
•
A
P
Abbildung 13. STRECKEISEN-DIAGRAMM der Leptite: feldereinteilung
: l = Rhyolith, 2 = Rhyodazit, 3 =
Dazit. Auf gekennzeichnete Proben wird im
Text Bezug genommen.
5.1.2 Metabasite
5.1.2.1 Allgemeines
In die Leptite sind konkordant Linsen basischer Gesteine
(Metabasite sens~ HOBNER, 1966) eingelagert. Die Mächtigkeiten
variieren stark, sie schwanken zwischen einigen Dezimetern und
mehreren hundert Metern. Die Grenze zu den Leptiten ist im Gelände
unscharf, meistens sind beide Gesteine miteinander
verfaltet. In den Randbereichen der Metabasitvorkommen schalten
sich oft Leptit-Bänke, mit zunehmender Mächtigkeit nach auBen,
eine Als Metabasite werden hier umkristallisierte Gesteine bezeichnet,
die heute als Amphibolite varliegen. Ursprunglich
scheint es sich um Tuffite gehandelt zu haben, man findet Anzeichen
fur Schichtung und Gradierung und es sind Lagen mit
quarzreichen, cm-groBen Linsen zu finden.
Bei den Metabasiten und Leptiten handelt es sich mit ziemlicher
Sicherheit um zeitgleiche Gesteine, deren Entstehung nur auf
einen Wechsel im Chemismus des Eduktes zuruckzufuhren ist.
24

5.1.2.2 Gesteinsbeschreibung und Petrographie
Das Gestein ist holokristallin, sehr feinkörnig und dicht, mehr
oder weniger stark geschiefert und weist eine hohe Zähigkeit auf.
Es hat meist dunkelgrUne Farben, bedingt durch den hohen
Amphibolanteil. Bereits im HandstUck ist eine parallele Anordnung
der nadeligen Amphibole zu erkennen. Immer wieder findet
man konkordante 1-2 cm breite Quarzgänge und -linsen eingeschaltet,
an denen die Verfaltung des Gesteins besonders deutlich
wird. Die Metabasite fuhren verbreitet Erze, zum Teil in solchen
Mengen, daB sie in fruherer Zeit abgebaut worden sind.
Das Gestein ist nicht sehr beständig gegen Verwitterung. Es
zeigt im Gelände wenig ausgeprägtes Relief und ist im angewitterten
Zustand sehr leicht ritzbar. 50 konnten an mehreren 5tellen
in Kartiergebiet Gletscherschrammen der Vereisungen
eingemessen werden. Die angewitterten Oberflächen sind im allgemeinen
sehr rauh und haben meistens eine hellbraune Färbung.
Die Metabasite haben ein nematoblastisches GefUge durch die parallel
eingeregelten Amphibole. Die GefUgebestandteile sind se hr
unterschiedlich ausgebildet, teils idiomorph (bes. Amphibole),
teils xenomorph. In der Regel ist das Gestein sehr gleichkörnig.
Es besteht zum gröBten Teil aus Amphibolen, daneben sind
Plagioklas, Quarz, Chiorit, Biotit, Epidot, Titanit .und opake
Erze zu finden.
Amphibol: Es treten zwei verschiedene Amphibole in den Schliffen
auf, hauptsächlich handelt es sich um Amphibole der Tschermakit­
Reihe mit ausgeprägtem Pleochroismus von blaugrUn Uber oliv nach
gelbgrun. Sie sind hauptsächlich hypidiomorph, vereinzeit auch
idiomorph. Daneben finden sich noch nadelige Amphibole mit weniger
ausgeprägtem Pleochroismus. Sie gehören zur Aktinolith­
Reihe. Insgesamt zeigen die Amphibole sehr oft
Umwandlungserscheinungen; hauptsächlich wird Biotit gebildet,
Chloritbildung ist seltener.
Die parallele Einregelung der Amphibole ist nicht in allen Proben
gleich deutlich, sie nimmt in SW-Richtung zu, während der Anteil
idiomorpher Kristalle ebenso wie der Plagioklas-Gehalt abnimmt.
feldspat: Die Plagioklase sind meistens stark umgewandelt in
Sericit, Epidot und Kalzit; Verzwillingungen findet man nur selten.
Es handelt sich bei den Plagioklasen um Andesine. Sie sind
immer xenomorph und, wie alle leukokraten Minerale in den
Metabasiten, feinkörniger als die Amphibole.
Alkalifeldspäte(Mikroklin) sind nur sehr selten in den
zu finden, so daB sie unberUcksichtigt bleiben können.
Schliffen
Quarz: In den Schliffen wurden Quarzgehalte von weit uber 10 ~
bestimmt; es ist eine generelle Zunahme des Quarz-Gehaltes nach
SW erkennbar. Die Quarze sind xenomorph und feinkörnig; vereinzeit
findet man Anzeichen fUr Sammelkristallisation. Besanders
25

in deutlich lagigen Partien der Metabasite ist ein Wechsel von
Quarz-reichen und Amphibol-Chlorit-reichen Lagen deutlich.
Chiorit: Chlorit ist in wechselnden Gehalten und Zusammensetzungen
zu beobachten. Er ist meist xenomorph und folgt der
Paralieitextur der Amphibole. Es handelt sich um Fe-reiche
Formen.
Biotit: Der Biotit hebt sich im Schliff dur ch seine hellbraune
Farbe von den ubrigen Gemengteilen ab. Er zeigt blassbraunmittelbraun-Pleochroismus
und kommt meist in Form faseriger Aggregate
vor. Teilweise durchwächst er die Amphibole, deren
Umwandlungsprodukt er darstellt, teilweise umfaltet er such besonders
groBe Amphibol-Kristalle.
Epidot, Klinozoisit, Apatit, Zirkon, Titanit, opake Erze: Die
opaken Erze sind teilweise in solch hohen Gehalten vorhanden, daB
sie fruher abgebaut worden sind. Es handelt sich in erster Linie
um sulfidische Eisen- und Kupfer-Erze. Die ubrigen Minerale kommen
nur akzessorisch vor, teilweise als sekundäre Bildungen.
Eine petrographische Zuordnung der Metabasite in ein Feld des
STRECKEISEN-DIAGRAMMES ist mangels Alkalifeldspäten nicht möglich.
Die Ergebnisse der Schliffauszählungen sind in der Abb. 14
zusammengefaBt. Eine genaue geochemische Klassifizierung der
Metabasite erfolgt im Kapitel 6.2 .
Am PI Q Bi Px el Op
K 36 60.0 19.6 15.6 0.5 1.0 2.0 1.3
K 59b 68.9 15.2 8.5 2.1 4.3 1.6
K 143 70.9 9.9 5.6 4.0 7.9 1.7
Abbildung 14. Quantitative Auswertung der Metabasite: Modalbestand
der Metabasite (in Vol.-%), J Proben.
5.1.3 Karbonate
5.1.3.1 Al1ge.eines
In die Leptit-Serie sind oftmals Karbonate eingeschaltet in Form
mehr oder weniger mächtiger gestreckter Linsen von teilweise beträchtlichen
AusmaBen. Sie lassen sich uber groBe Entfernungen
hinweg verfolgen. Das Vor kommen von Karbonaten ist nicht suf bestimmte
Teile der Leptit-Folge beschränkt, sie können in jeder
stratigraphischen Position vorkommen.
26

Es handelt sich bei den Karbonaten meist um sehr reine Kalke
(93-96 % CaC0 3
) , die jetzt als kristalline Marmore vorliegen.
Dolomite findet man seltener. In den Randbereichen zum Nebengestein
kommen verstärkt Minerale wie Pyroxen, Granat, Vesuvian und
Plagioklase vor. Sie deuten einen Ubergang der Karbonate in Ca­
Mg-Skarne an. Dies ist zuruckzufuhren Buf Wechselwirkungen mit
dem Nebengestein oder mit zugefuhrten Lösungen während der
Metamorphose. Insofern sind diese Skarne als Reaktionsskarne zu
deuten.
5.1.3.2 Gesteinsbeschreibung und Petrographie
Fur gewöhnlich sind die Karbonate fein- bis mittelkörnig, mit
hellgrauen bis rosa Farben, wobei rosafarbene Karbonate meist
grobkörniger sind. Dunkle Farben sind zuruckzufuhren auf eingelagerte
Silikate und Erze. Immer wieder findet man Einschaltungen
anderer Gesteine von mm- bis dm-GrÖ8e. Es handelt sich
hierbei meist um Leptit-Fetzen, seltener um Skarne. Diese Fremdgesteinseinschaltungen
werden dur ch ihre grö8ere Härte weniger
stark angewittert und dadurch freipräpariert (Abb. 15).
Abbildung 15. Aufnahme des Aufschlusses K 55: Angewitterte
Oberfläche der Karbonate mit herauspräparierten
Leptit-Fetzen.
Die Verwitterungsoberflächen sind sehr rauh, oftmals zellig ausgebildet.
Beginnende Verskarnung erkennt man am ehesten durch
einen Farbwechsel nach Grun. Solche Partien verwittern auch we­
27

niger stark. Die Grenzen zum Nebengestein sind unterschiedlich
ausgebildet, oft reichen Apophysen des Nebengesteins in die
Karbonate hinein; teilweise scheint es aber auch flieBende Ubergänge
zwischen den Karbonaten und dem Nebengestein zu geben.
Vereinzeit läBt sich in den Karbonaten eine geringe Vererzung beobachten.
So findet man manchmal linsenartige Einlagerungen von
sulfidischen Eisen- und Kupfererzen.
Das Gefuge der Karbonate ist immer holokristallin und gleich- bis
wechselkörnig. Abhängig von der Position innerhalb des
Karbonatkörpers ist die Neubildung von Silikaten (Verskarnung)
unterschiedlich weit fortgeschritten. An Neubildungen konnten in
erster Linie Pyroxen, Ca-Granat, Vesuvian, Anorthit und vereinzeit
Amphibol beobachtet werden. Die Hauptgemengteile sind wie
folgt zu beschreiben:
kalzit: Kalzit tritt in unterschiedlichsten KorngröBen auf, abhängig
vom Grad der Sammelkristallisation. Die Kristalle sind
meist xenomorph mit unregelmäBigen, sich verzahnenden Korngrenzen
(Mosaik-Gefuge). Polysynthetische Verzwillingung ist weit verbreitet.
Immer wieder findet man eingelagerte Quarze, an deren
Rändern sich oft erste Umwandlungsprodukte (bes. Pyroxene) zeigen.
Quarz: Quarz scheint bereits prlmar in den Karbonaten vorhanden
gewesen zu sein. Er liegt meist in Form xenomorpher elliptischer
Kristalle vor, die teilweise als Keime zur Bildung anderer
Silikate dienen.
Pyroxen, Granat, Plagioklas, Vesuvian, A.phibol, Chiorit: Diese
Minerale sind als sekundäre Bildungen anzusehen. Sie kommen in
unterschiedlichen Mengen vor. Bei den Granaten handelt es sich
hauptsächlich um Grossular, bei unreineren Edukten auch um
Andradit. Diopsid wird scheinbar als erstes Silikat gebildet.
Man findet ihn bereits in kaum umgewandelten Marmoren am Rand der
Quarze. Plagioklas entsteht nur selten, er lieB sich nur in
einem Schliff nachweisen, ebenso wie Vesuvian, Chiorit und
Amphibol.
Die zur Klassifizierung eines Karbonates wichtigen Minerale sind
Kalzit und Dolomit. Da Dolomit in den Schliffen so gut wie nie
beobachtet worden ist, kann dieses Gestein als zu Marmor umgewandelter
Kalk bezeichnet werden.
5.2 GRÖNSTENS-URGRANIT-SERIE
In die Vulkanite der Leptit-Metabasit-Serie drangen synorogen
Intrusiva ein, und zwar wenig differenzierte Granite (heute als
Gneisgranite auftretend) sowie bedeutend seltener basische Gesteine.
Diese Intrusiva werden unter dem Begriff "Grönstens­
Urgranit-Serie" zusammengefaBt.
28

5.2.1 Heta onzodiorite
5.2.1.1 Allgemeines
Die Metamonzodiorite werden als basische Differentiate der
"Grönstens-Urgranit-Serie" (Grunstein-Urgranit-Serie) angesehen.
Diese Gesteine sind die ältesten Bildungen der Serie und werden
oft von sauren Gängen und Adern der etwas jungeren Urgranite
durchschlagen. Ein Beispiel dafUr ist der in Abb. 16 gezeigte
AufschluO K 84. Die Metamonzodiorite kommen in der Regel in grö­
Oeren Massiven vor und sind selten einheitlich aufgebaut. Gewöhnlich
ist der Kontakt zum Nebengestein scharf.
Auf Grund ihrer hohen Widerstandskraft gegen Verwitterung bilden
die zugehörigen Gesteinsserien oft morphologische Erhebungen, die
im Gelände deutlich verfolgt werden können, wie z.B. nördlich des
Hällsjöbergets und sudlich des Hornbergets.
Abbildung 16. Aufnahme des Aufsch1usses K 84: Metamonzodiorit
mit Urgranit-Gang, Streichwerte (25°/63°).
29

5.2.1.2 Gesteinsbeschreibung und Petrographie
Die Metamonzodiorite sind i.a. mittelkörnig, doch wurden an einigen
Stellen auch grobkörnige Varietäten angetroffen, die in
erster Linie aus bis zu 0.5 cm gro3en, teilweise idiomorphen
Amphibolen aufgebaut sind. Diese grobkörnigen Ausbildungen kommen
an zwei Stellen als Einschaltungen in den basischen Massiven
vor und haben keine grö3ere Ausdehnung.
Insgesamt ist dies Gestein holokristallin und dicht; an Handstucken
lassen sich keinerlei metamorphe Gefuge erkennen. Grune
Farben herrschen vor, von graugrun (bei feldspatreichen Formen)
bis tiefdunkelgrun (bei besonders hoher Hornblende- und Biotit­
Fuhrung). Auffällig ist der teilweise se hr hohe Erz-Gehalt;
meistens sind es Chalkopyrit, Magnetkies, Pyrit und Magnetit, die
oft in Form von Nestern vorkommen. Au3erdem ist das Gestein
teilweise von Epidot-Schlieren durchzogen.
Gegen Verwitterung sind die Metamonzodiorite se hr beständig. Auf
angewitterten Oberflächen sind häufig die groben Hornblenden am
widerstandsfähigsten, so dan die Oberflächen sehr rauh sind und
oft ein knotiges Aussehen haben.
Die Gefugebestandteile der Metamonzodiorite sind in der Regel
xenomorph, mit Ausnahme der groben Amphibole, die teilweise
hypidiomorphe Kristalle bilden. Das gleich- bis wechselkörnige
Gefuge ist granoblastisch bis lepidoblastisch. Vereinzeit kann
man Umfaltungen der Amphibole durch Biotite finden; im allgemeinen
sind keine bevorzugten Richtungen feststellbar.
Bei elnlgen Schliffen fiel eine ausgeprägte Pigmentierung der
Minerale auf. Die Amphibole zeigen häufig starke Umwandlungserscheinungen.
Vereinzeit ist eine sekundäre Ausfullung der
Spaltrisse einzelner Minerale durch opake Erze zu beobachten.
Die hauptsächlich vorkommenden Gemengteile sind: Amphibol,
Plagioklas, Alkalifeldspat und Quarz; Biotit, Chiorit, Epidot,
Titanit, Apatit und opake Erze kommen in untergeordneten Mengen
vor.
Amphibol: Die Amphibole nehmen immer mehr als die Hälfte des
Gesamtvolumens ein. Sie zeigen ausgeprägten Pleochroismus von
blaugrUn nach gelblichgrUn. Aus Bestimmung der d-Werte mit dem
Röntgendiffraktometer sowie aus der Auslöschungsschiefe kann man
auf Amphibole der Tschermakit-Reihe schlie3en. Die Hauptbildungen
bei der Umwandlung der Amphibole sind Biotit, Chiorit und
Kalzit. Vereinzelt lassen sich in den Kristallen poikilitisch
verwachsene Quarze beobachten.
Plagioklas: Bei den Plagioklasen handelt es sich um Andesin bis
Labradorit (An 4 0
_ S 2
) . Sie sind meist xenomorph in Zwickel zwischen
den Amphibolen oder aber in Form langgestreckter
hypidiomorpher Leisten mit polysynthetischer Verzwillingung zu
finden. Die Plagioklase sind fast immer stark sericitisiert und
vereinzelt mit Erzen pigmentiert.
JO

Alkalifeldspat: Die Alkalifeldspäte sind fast immer verzwillingt
nach dem Mikroklin-Gesetz. Sie kommen xenomorph bis hypidiomorph
als Zwickelfullungen oder Einzelkristalle vor. Sericitisierung
ist nicht ausgeprägt.
Quarz: Quarz ist immer xenomorph und meist von kleinerer KorngröBe
als die Feldspäte. Er zeigt wenig Subkornbau und ist oft
als Zwickelfullung zu finden.
Biotit: Biotit von heller Eigenfarbe tritt in fast jedem Schliff
auf. Er ist meistens feinkörniger als die ubrigen Gemengteile
und kommt in Form faseriger Aggregate vor. Biotit bildet ein
Hauptumwandlungsprodukt der Amphibole.
Chiorit: Chiorit entsteht ebenfalls bei der Umwandlung der
Amphibole. Er ist sehr feinkörnig und strahlig ausgebildet. Es
handelt sich hierbei um Minerale der Orthochlorit-Gruppe.
Epidot, Titanit, Apatit und opake Erze: Epidot kommt selten vor,
dann meist in Form schmaler Spaltenfullungen. Titanit findet man
vereinzeit in relativ groOen und idiomorphen Kristallen. Opakes
Erz ist in jeder Probe vorhanden, entweder feinverteilt in Form
von Pigment, oder aber als xenomorphe bis hypidiomorphe Einzelkristalle.
Die Ergebnisse der quantitativen Auswertung der Dunnschliffe sind
in der Abb. 17 zusammengefaOt.
Die Untersuchung der Dunnschliffe ergab eindeutig, daG im Gelände
unterschiedlich aussehende Gesteine doch zu einer einzigen Gruppe
zusammengefaOt werden können. Wie bereits beschrieben, ist
Amphibol das Hauptgemengteil; die Gehalte schwanken zwischen 57.8
und 75.2 %. Aus dem feldspat- und Quarzanteil der Proben sowie
der bereits oben beschriebenen Bestimmung der Plagioklase als
Andesine erfolgte die Zuordnung der Gesteine ins Monzodiorit-feld
des QAP-Diagrammes nach STRECKEISEN (1976), genauer ins Quarz­
Monzodiorit-Feld. Das STRECKEISEN-DIAGRAMM ist in Abb. 18 dargestelit.
Am PI Al Q Bi el Px Op
K 2 57.8 27.6 8.1 4.1 2.1 0.3
K 6 62.0 26.5 6.2 2.5 2.4 0.4
K 9 60.3 27.2 6.9 2.1 2.9 0.6
K 17 58.8 28.0 6.1 1.9 4.8 0.4
K 18 62.1 27.1 7.4 2.1 0.3 0.7 0.3
K 64 75.2 15.5 3.8 1.2 2.1 2.2
K 66 64.5 27.7 6.6 1.3 2.2 0.7 3.2
Abbildung 17. Quantitative Auswertung der Metamonzodiorite
Modalbestand der Metamonzodiorite (in Vol.-%),
7 Proben.
31

Q
,
I
K1106,.'
K,49·~ •': .. • •
•
I ••
I
I
I 2
I
I
A
p
Abbildung 18. STRECKEISEN-DIAGRAMM der Metamonzodiorite und
Urgranite: Feldereinteilung: l = Syenogranit,
5.2.2 Urgranite
2 = Monzogranit, 3 = Granodiorit, 4 = Monzodiorit.
Kreuze = Metamonzodiorit-Proben,
Punkte = Urgranit-Proben.
5.2.2.1 Allgemeines
Der Begriff "Urgranit" wird in Schweden verwandt zur Beschreibung
synorogener Intrusiva der svekokarelischen Orogenese. Die Abgrenzung
zu den jungeren Graniten dieses Zyklus erfolgte erstmals
durch eine Arbeit von TÖRNE BOHM (zit. in GEIJER & MAGNUSSON
1944). Es handelt sich bei den Urgraniten um eine stark differenzierte
Serie von mehr oder weniger sauren Graniten. Sie bilden
zusammen mit den Leptiten die Zentralschwedische
Leptitregion. Durch die Umwandlung im Zuge der svekokarelischen
Orogenese liegen die Urgranite heute als Orthogneise vor.
Radiometrische Altersbestimmungen existieren fur die Urgranite
Bergslagens bis jetzt nicht. Fur die ebenfalls fruhorogenen
Uppsala- und Vänge-Granite wurden Rb-Sr-Gesamtgesteinsalter von
1830 t 13 Ma bzw. 1813 t 6 Ma ermittelt (WELIN, KÄHR & LUNDEGARDH
1979). DRAKE (1981) gibt fur die ältesten Granite Zentralschwedens
einen Bildungszeitraum von vor 1845-1870 Ma an.
32

Die Urgranite werden durchzogen von basischen Gängen mit Ausstrichbreiten
von max. einigen Metern. Sie werden als ehemalige
Basalte angesehen, die heute zu Amphiboliten umgewandelt vorliegen.
Sie zeigen keine bevorzugte Streichrichtung, so daB man annimmt,
daB es sich eve~tuell bei der Bildung der Basalte um
mehrere Intrusionsepochen handelt. Das Intrusionsalter läBt sich
eingrenzen auf den Zeitraum nach dem Aufdringen des Urgranites,
aber vor der Intrusion der jUngeren Granite ("Yngre Granit");
wahrscheinlich fand die Intrusion in einer ruhigen Phase der Gebirgsbildung
statt.
Die Urgranite sind sehr stark geklUftet. Sie zeigen die, fUr
Granite typische, Wollsackverwitterung; Blockschuttbildung an
Steilwänden und Vergrusung sind weit verbreitet. An exponierten
Stellen sind die Urgranite vom Eis glattgeschliffen und weisen
Gletscherschrammen auf. Insgesamt sind die Urgranite widerstandsfähiger
gegen Verwitterung als die Leptite und bilden im
Gegensatz zu ihnen morphologische RUcken mit teilweise sehr hohen
Steilwänden, wie beispielsweise am Hällsjöberget mit ca. SO m
Höhe.
5.2.2.2 Gesteinsbeschreibung und Petrographie
Die Urgranite des Kartiergebietes sind insgesamt se hr heterogen.
Die KorngröBen schwanken zwischen 0.1 mm bis 0.8 cm. Es herrschen
im allgemeinen rötIiche Farben vor, doch kann das Gestein
bei besonders hohem Biotit-Gehalt auch ausgesprochen dunkel erscheinen.
Die feinkörnigen Urgranite sind meist heller als die
gröberen Varianten.
Das Gestein ist stark vergneist und umkristallisiert. Die
Gneisstruktur wird besonders betont durch Biotit­ und
Quarzbänder. Alkalifeldspat kommt teilweise in bis zu l cm
groBen Blasten ("Augen") vor. Auf angewitterten Oberflächen
fallen oftmals die verwitterungsbeständigeren Quarzbänder auf.
Es kann zwischen vier verschiedenen Urgranit-Typen im Gelände unterschieden
werden :
Typ I Dieser Typ ist am weitesten verbreitet und wird gekennzeichnet
durch seine stark ausgeprägte Gneisstruktur.
Rote Farben herrschen bei diesem fein- bis
mittelkörnigen Gestein vor, das wegen seines hohen
Quarz-Gehaltes auch sehr resistent gegen Verwitterung
ist. Ebenso fällt der teilweise sehr hohe Biotit­
Gehalt auf, der auch noch auf angewitterten Oberflächen
die Gneisstruktur deutlich werden läBt.
Typ II Dieses Gestein kann man wegen seiner bis l cm groBen
Mikroklinblasten auch als Augengneis bezeichnen. Die
Farben variieren von hellrot bis graubraun. Neben
einem hohen Alkalifeldspatanteil zeichnet sich auch
dieses Gestein dur ch einen hohen Biotit-Gehalt aus.
Die Biotite sind paraIleI eingeregelt und umfalten die
JJ

Mikroklinblasten. Wittern die Biotite heraus, erzeugen
die zurUckbleibenden "Augen" oft knotige Oberflächen.
GegenUber den Typen I und III neigt dieser Urgranit-Typ
etwas eher zur Verwitterung (bes. zur Vergrusung) und
läAt sich so leicht im Gelände erkennen.
Typ III Abweichend von den vorhergenannten Urgranit-Typen I und
II mit ihrer ausgeprägten Gneisstruktur fehlt dieses
Strukturmerkmal hier fast völlig. DarUberhinaus ist
dies Gestein auch viel feinkörniger. Es besteht hauptsächlich
aus Quarz und feldspat; Biotit ist deutlich
seltener zu finden und der Mikroklin-Anteil ist höher.
Hellrot bis Beige sind die vorherrschenden rarben.
Auch diese Gesteine sind, ähnlich wie die Urgranite des
Typs I, sehr verwitterungsbeständig.
Typ IV Hierbei handelt es sich nach KULLING & HJELMQUIST
(1948) um einen Hornblendegranit. Er ist mittelkörnig,
hat eine graue färbung und keinerlei Gneisstruktur.
Auffällig ist schon im HandstUck der hohe Amphibol- und
Biotitanteil. Dieser Typ ist weniger beständig gegen
Verwitterung. Dies zeigt sich deutlich am Röberget, wo
mit dem Ubergang vom Typ III zu diesem Gestein die
Steilwände verschwinden und in sanftere Oberflächenformen
Ubergehen.
Obwohl sich die einzelnen Typen zum Teil deutlich unterscheiden,
existieren doch flieBende Ubergänge zwischen ihnen, so daB die
Grenzziehung teilweise subjektiv beeinfluBt worden ist.
Bei der mikroskopischen Bearbeitung der Urgranite ergab sich folgendes
Bild: Die Urgranite sind holokristallin, dicht, haben
ein granoblastisches GefUge und sind gleich- bis wechselkörnig.
Nur die Augengneise des Typs II sind porphyroblastisch mit
granoblastischer Grundmasse. Die einzelnen Komponenten sind
hypidiomorph bis xenomorph. Die Gefuge im Dunnschliff zeigen
i.a. eine Paralieitextur der Biotite und Chlorite und teilweise
auch der Quarze. Als Gefugebestandteile kommen vor: Quarz,
Alkalifeldspat, Plagioklas, Biotit, ChIorit, Muskowit, Minerale
der Epidot-Reihe, Apatit, Amphibol, Titanit, Granat und verschiedene
opake Erze. Sie sind wie folgt zu beschreiben:
Quarz: Die Quarze sind immer xenomorph. Die KorngröAen
variieren zwischen 0.1 und > 5 mm. Sie zeigen deutlich
Sammelkristallisationserscheinungen und ImplikationsgefUge. Besonders
beim Typ I sind die Quarze teilweise in Richtung des
Parallelgefuges der Schichtsilikate ausgelängt. Vereinzeit findet
man in den Quarzen Bläscheninklusionen.
Alkalifeldspat: Die Alkalifeldspäte sind immer xenomorph und
zeigen unterschiedliche Grade perthitischer Entmischung und Zwillingsbildung
(Abb. 19). Meistens handelt es sich um Mikroklin
oder Mikroklinperthit. Die Alkalifeldspäte sind oft sehr stark
unter Bildung von Sericit umgewandelt; Verdrängungsvorgänge
(Myrmekit-Bildung, siehe dazu Abb. 19) lassen sich vereinzeit beschreiben.
Quarzinklusionen sind selten in den Alkalifeldspäten
zu beobachten.
34

I
II
Abbildung 19. Myrmekit-Bildung und perthitische Entmischungen
an Alkalifeldspäten: Probe K 28, Urgranit
vom Hällsjöberget. Bild I: Randlich
beginnende Verdrängungsvorgänge (Myrmekit­
Bildung) sowie
Sericitisierung an Alkalifeldspäten
(Al); Quarze (O) mit Bläscheninklusionen.
PI = Plagioklas, Bi = Biotit, Cl =
Chiorit. VergröBerung : 43.1:1.
Bild II: Alkalifeldspat mit perthitischen Entmischungslamellen
und beginnender Mikroklinvergitterung;
Signaturen wie Bild I. Aufnahmen
mit (+) Nieois; VergröBerung : 43.1:1.
35

Plagioklas: Plagioklaseinsprenglinge sind nur untergeordnet in
den Schliffen zu finden, hauptsächlich treten Plagioklase in der
Grundrnasse auf. Sie sind ausnahmslos xenomorph und meistens
polysynthetisch verzwillingt. Plagioklase unterliegen besonders
stark den Umwandlungsproze?sen wie z.B. der Sericitisierung, die
häufig beobachtet wurde.
Bei den Plagioklasen der Urgranite handelt es sich um Orthoklase,
nur fUr die Hornblendegranite wurden Andesine mit An 3 5
_
4 0
bestimmt.
Biotit: Biotit ist der am häufigsten vorkommende Glimmer. Er
ist i.a. paraliei eingeregelt; Querbiotite sind selten. Verbreitet
ist ein Pleochroismus von hell- nach dunkelgrUnbraun zu beobachten.
Sehr oft zeigen die Biotite ein Oberflächenchagrain
(bird-eye-structure) sowie pleochroitische Höfe. Sie sind vereinzelt
umgewandelt in Chiorit.
Chiorit: In den Urgraniten kommen zwei verschiedene
Orthochlorite vor, die sich durch ihren Pleochroismus unterscheiden.
Während die Chlorite der Pennin-Klinochlor-Reihe nur undeutlichen
Pleochroismus zeigen, ist der Pleochroismus bei den
Chioriten der Diabantit-Rhipidolith-Reihe sehr ausgeprägt. Beide
Chlorite sind xenomorph, paraliei eingeregelt und zeigen oft
anomale Interferenzfarben.
Muskowit: Die Muskowite sind immer xenomorph. Man findet sie
entweder als Einzelkristalle oder in Form feinverteilten
sericitischen Muskowits.
Epidot-Reihe: Minerale dieser Reihe sind in fast jedem Schliff
zu finden, sowohl der bunte Epidot, als auch der farblose
Klinozoisit. Beim Epidot ist Zonarbau weit verbreitet, und er
zeigt immer Pleochroismus von farbios nach zitronengelb. Die
Minerale dieser Reihe sind immer xenomorph und kommen als Spaltenfullungen
und Einzelkristalle vor.
Amphibol: Das Vorkommen von Amphibol ist auf die
Hornblendegranite beschränkt. Sie sind teilweise idiomorph,
meist aber xenomorph und zeigen deutlichen Pleochroismus von
hell- nach dunkelgrUn. Meist sind sie in den Hornblendegraniten
etwas gröber als die Ubrigen Gemengteile und kommen häufig zusammen
mit Titanit vor (Abb. 20). Die Amphibole wurden als zur
Tschermakit-Reihe gehörig bestimmt.
Titanit: Titanit tritt häufig in Form idiomorpher Kristalle auf
und ist meistens gröber als die Ubrigen Minerale. Vereinzelt ist
eine feine Verzwillingung zu beobachten. Im Schliff zeigt
Titanit leichten Pleochroismus und hat eine hellbraune Eigenfarbe.
Apatit, Zirkon, Granat: Apatit findet man in jedem Schliff
akzessorisch in Form kleiner eiförmiger Kristalle, die durch ihr
hohes Relief auffallen. Zirkon kommt vereinzeit in Biotiten oder
als kleine gerundete Körner in der Grundmasse vor. Granat wurde
nur in einer Probe gefunden. Sie wurde in der Hällsjö-Gruva ent­
36

Abbildung 20. Amphibole und Titanite in Urgraniten: Probe
K 107 vom Röberget. Idiomorphe Titanite (Ti)
und hypidiomorphe bis xenomorphe Amphibole
(Am); Sericitisierung der P1agioklase (PI).
Al = A1kalifeldspat, Q = Quarz, Bi = Biotit.
Aufnahme mit (+) Nico1s; Vergrö8erung: 43.1:1.
nommen und es ist zu vermuten, da8 sein Vorhandensein Buf Austauschprozesse
mit den dort vorhandenen granatreichen Skarnen
zuruckzufuhren ist.
Opake Erze: Opake Erze finden sich in jedem Schliff, meist in
feinverteilter Form. Sie sind hypidiomorph bis xenomorph. Es
handelt sich dabei um Hämatit und Magnetit; Pyrit, 11menit, sowie
sulfidische Eisen-, Kupfer- und Bleierze sind wesentlich seltener.
Von den Urgraniten sind 21 Dunnschliffe bearbeitet worden. Ihre
petrographische Gesamtzusammensetzung ergibt sich aus Abb. 20.
16 Proben davon wurden quantitativ nach der Point-counter-Methode
ausgewertet (siehe Abb. 21).
37

Q If P1 Bl Mu el Ep Kl Gr All Plt Tl Ap Zr Op
l 4
**'* *** *** *** * ** * * * *
K 19
*** *** **'* **'* * * ** ** * * * *
K 22
**'* *** *** ** * ** * * *
K 25
*** *** *** ** * ** * * *
It 26
*** *** **'* *** * ** * * * *
K 28
**'* **'* **'* ** * * * * * * * *
K 34
**'* *** *** *** * * * • •
K 38
*** *** **'* • * * * * * *
K 40
*** *** **'* ** ** * * * K 41
**'* **'* **'* ** • **'* * • •
**'* *** **'* ** * ** * *
K ~ 97
**'* **'* **'* ** * • * • • It 98 **. *** *** **'* • ** * • ** * * • K 104
**'* *** **'* ** * ** * * K 107
*** ***
....
*** * * • * ** * * •
It 62 •
K 109
*** *** *** ** * * **'* * * K 111
**'* *** *** ** ** K 116
*** **'* **'* ** • ** * • K 135 ...
**'* *** **'* • * • K 146
*** *** *** *. * ** • *
• K 149 • • • •
..
*** *** **'* **'* * *
Abbildung 21. Mineraibestand der Urgranite: Abgeschätzte
Modalbestände der Urgranit-Proben.
Signaturenubersicht siehe s. 21. Unterscheidung
in Haupt- und Nebengemengteile sowie
Akzessorien. Probenbezeichnungen: K = AufschluBnummer.
38

IlE....!
Q PI Al el Bi Hu Am Ti Op
K 4 44.1 27.0 18.8 2.5 6.2 0.6 0.3 0.5
K 25 39.1 29.6 26.0 1.2 3.5 0.2 0.4
K 28 41.7 21.5 31.0 0.7 4.5 0.3 0.1 0.2
K 34 42.1 19.9 29.1 . 1.5 6.5 0.4 0.4
K 40 42.1 18.7 31.8 1.9 4.5 0.5
0.5
K 104 42.8 29.2 20.7 2.1 4.7 0.3 0.2
K 116 40.5 17.1 34.1 3.1 4.3 0.3 0.2 0.4
K 135 39.0 25.4 29.2 0.6 5.0 0.3 0.2 0.3
Typ II
K 146 45.1 11.4 36.1 2.5 4.0 0.4 0.4
K 149 45.5 10.1 37.5 2.1 4.2 0.2 0.4
Typ III
K 38 47.5 16.7 32.2 0.9 0.7 0.7 0.5
K 97 45.8 24.4 26.7 0.5 1.6 0.8 0.1 0.1
K 111 45.0 18.8 32.8 1.1 1.5 0.7 0.1
.!rL!.Y
K 98 36.0 37.4 16.0 2.0 6.0 0.2 1.4 0.4 0.6
K 107 34.8 36.0 16.8 0.5 6.0 0.5 4.8 0.3 0.3
K 109 29.2 38.4 15.1 1.9 6.5 0.3 7.5 0.4 0.6
Abbildung 22. Quantitative Auswertung der Urgranite: Modalbestand
der Urgranite (in Vol.-%).
Trägt man die Ergebnisse in das QAP-Diagramm nach STRECKEISEN
(1976) ein, so fällt ein groBer Teil der Proben in den Grenzbereich
zwischen dem Syenogranit- und dem Monzogranit-Feld (siehe
Abb. 18), die Proben K 146 und K 149 des Granit-Typs IIliegen
mitten im Syenogranit-Feld, während die Hornblendegranite des
Typs IV eindeutig als Granodiorite zu bezeichnen sind. Die Gesteine
des Typs IIliegen Uberwiegend im Monzogranit-feld.
39

5.3 SKARNE
5.3.1 Allgemeines
"Skarn (= Lichtschuppe) ist ein alter schwedischer Bergmannsausdruck
fUr dunkle Silikatmineralanhäufungen, die zusammen mit
Erzen vorkommenj er ist aus der Vorstellung entstanden, daA
solche Minerale verbrannte Erze seien" (Eskola in BARTH, CORRENS,
ESKOLA, 1939, S. 383). Als Hauptskarnminerale sind zu nennen :
die Granate Grossular, Almandin und Andradit, sowie Diopsid­
Hedenbergit, Amphibole der Aktinolith- und Hastingsit-Reihe,
Vesuvian und Epidot.
Als Edukte der Skarne werden Kalke und Dolomite angesehen, die
durch ZufUhrung von Al-, Fe-, Mg- und Si0 2-haltigen Lösungen
erstarrender magmatischer Gesteine metasomatisch umgewandelt oder
regionalmetamorph verändert worden sind. Die Verskarnung beginnt
randiich, so daA Skarne meistens noch EinschlUsse von
Karbonaten enthalten, oder aber gangförmig in die Karbonatkörper
hineinreichen. Die Grenzen sind meistens unscharf.
Die Skarne sind nur an zwei Stellen anstehend gefunden worden, im
Bereich der Hällsjö-Gruva und am E-Rand des Kartiergebietes. Ein
drittes Vorkommen westlich des Gussarvshyttesjön ist nur in Form
von Bohrkernen der Untersuchung zugänglich gewesen.
Der Begriff "Skarn" impliziert eine grolle Anzahl von Gesteinen
mit sehr unterschiedlichen Mineralzusammensetungen, so daB die
einzelnen Skarne spezifiziert werden mUssen.
5.3.2 Gesteinsbeschreibung und Petrographie
Die Skarne des Kartiergebietes sind se hr heterogen. Die Farben
der Gesteine erlauben bereits erste RUckschlUsse auf ihre Zusammensetzung.
So weisen dunkelrote Farben auf hohe Granatgehalte
hin, während grUne Farben auf Pyroxene und untergeordnet auf
Amphibole und Epidot zuruckzufUhren sind. Es lassen sich vier
verschiedene Skarn-Typen im Kartiergebiet unterscheiden:
I. Granat-dominierter Skarn mit Uberwiegend Granat und untergeordneten
Diopsid- und Epidotgehalten.
II. Granat-Diopsid-Epidot-Skarn, der Granat und Pyroxen in annähernd
gleich hohen Gehalten besitzt, Epidot jedoch nur
bis max. ca. 20 Vol.-% .
III. Granat-Diopsid-Skarn, ohne nennenswerte Epidot-FUhrung.
IV. Diopsid-Skarn, bei dem Granat und Epidot fast gänzlich fehlen.
Bei allen vier Skarn-Typen kommt Quarz in wechselnden Gehalten
vor, er kann aber auch ganz fehlen.
40

Die Gefuge der Skarne sind granoblastisch, dicht und
holokristallin; alle Komponenten sind xenomorph (Abb. 23). Ausnahmen
hiervon bilden die magnetitvererzten Amphibo1skarne von
Hällsjö-Gruva, bei denen bereits makroskopisch deutlich nadelige
Amphibole erkennbar sind. Die verschiedenen Skarne weisen sehr
unterschiedliche KorngröOen auf; so sind die Diopsid-Skarne sehr
fein- und relativ gleichkörnig, während die granatreichen Skarne,
besonders wenn sie viel Quarz fuhren, gröber und ausgesprochen
wechselkörnig sind.
Abbildung 23. Skarn mit Scheelit-Kristall: Grober Scheelit
(Sch) in feinkörnigerer Grundmasse aus
Pyroxenen (Px), Granaten (Gr) und Quarzen (Q).
Probe 6/126. Aufnahme bei (+) Nieois, Vergrö­
Oerung : 43.1:1.
Die Vererzung mit Scheelit ist in der Regel feinkörnig. Die
Korngrö8en sind allerdings abhängig vom Skarn-Typ. So liegen sie
bei granatreichen Skarnen durchschnitt1ich zwischen 0.1 und l mm
(bis max. 10 mm), während sie bei Pyroxen-Skarnen deutlich darunter
liegen.
Die Hauptgemengteile der Skarne von Gussarvshyttan sind: Granat,
Pyroxen, Quarz und Epidot; Amphibol, Kalzit, Scheelit, Chiorit,
Apatit, Titanit und opake Erze kommen nur in untergeordneten Gehalten
vor. Eine detailliertere Beschreibung dieser Minerale 50­
wie der Petrographie der Skarne erfo1gt im Kap. 8.2.2.4 .
41

5.4 JUNGERE VULKANITE
5.4.1 Diabase
5.4.1.1 Allgemeines
Das Kartiergebiet wird von mehreren, nicht metamorphen
postsvekokarelischen Diabasgängen durchzogen, deren Mächtigkeiten
zwischen einigen dm und ca. 15 m schwanken. Es gibt zwei verschieden
streichende Systeme, eines streicht zwischen 30 0 und
60°, während das zweite Streichrichtungen von 150 0 bis 170 0 aufweist.
Beide Systeme erzeugen deutliche magnetische Anomalien.
So ergaben Messungen am Hällsjöberget eine nahezu bilaterale Symmetrie
der Isanomalen (Abb. 79), was auf ein se hr steiles Einfallen
nach WNW schlieOen läOt. Da an keiner Stelle im
Kartiergebiet beide Gangschwärme zusammen vorkommen, sind Aussagen
uber das relative Alter der Gänge zueinander schwierig.
HJELMQUIST (1966) und HUBNER (1966) bezeichnen NE-streichende
Diabase in diesem Gebiet als Tuna-Diabase, während die NNWstreichenden
Diabase zu einem Gangsystem zu zählen sind, das parallel
zur Värmland-Verschieferungszone verläuft. Sie werden als
Asby-Diabase bezeichnet (HJELMQUIST 1966). Nach PATCHETT (1978)
haben die Asby-Diabase ein durchschnittliches Rb-Sr-Alter von
900-970 Ma. Fur die Tuna-Diabase liegen bis jetzt noch keine
Altersdatierungen vor. PATCHETT (1978) gibt jedoch fUr
porphyrische Gänge (Gustafsporphyr), die oft mit Tuna-Diabasen
auftreten, ein Rb-Sr-Alter von 1371 Ma an.
5.4.1.2 Gesteinsbeschreibung und Petrographie
Die Diabase sind fein- bis mittelkörnig, von dunkelgrauer bis
grunlichbrauner Farbe und immer von einer hellbraunen
Verwitterungskruste Uberzogen. Schon im HandstUck fällt teilweise
das ophitische bis intergranulare Gefuge von
Plagioklasleisten und Pyroxenen auf. Der Asby-Diabas ist
grobkörniger als der Tuna-Diabas; dieser zeichnet sich aus durch
bis zu l cm gro~e Einsprenglinge hellgrauer Plagioklase mit
makroskopisch erkennbarer Verzwillingung und angedeutetem
Zonarbau. Diese Einsprenglinge sind besonders auf angewitterten
Oberflächen gut zu erkennen (Abb. 24). Der Tuna-Diabas fuhrt im
Kartiergebiet vereinzeit kalzit- und quarzgefUllte ovale Mandeln,
mit einer durchschnittlichen Grö~e von 3 mm. Wegen dieser
Mandeln wird der Tuna-Diabas auch als "Mandelstensdiabas" bezeichnet.
Auffällig ist der teilweise recht hohe Gehalt an
[rzen; besonders Pyrit tritt in bis zu 2 cm groOen Nestern auf.
42

Abbildung 24. Tuna-Diabas: GroOe idiomorphe Feldspateinsprenglinge
im Tuna-Diabas, AufschluO K 48.
Die Diabase sind holokristallin, massig, dicht und gleichkörnig.
Die Feldspäte zeigen gegenUber den anderen Komponenten einen höheren
Grad an Idiomorphie, ebenso wie der limenit als häufig vorkommendes
Erz.
Pseudomorphosenbildung bei Feldspäten ist weit verbreitet. Es
ist anzunehmen, da8 vorhandener Chiorit, Sericit und teilweise
auch der Quarz sekundäre Bildungen vornehmlich der Verwitterung
darstellen. Die feinkörnige Grundmasse der Diabase besteht in
erster Linie aus Chiorit, Plagioklas, Kalzit, dunklem Pigment
(opake Erze), Quarz und Titanit.
Die Hauptgemengteile sind:
Plagioklas: Plagioklas tritt in Form von hypidiomorphen bis
idiomorphen Leisten sowohl in der Grundmasse als auch als
Einsprenglinge auf. Er ist immer polysynthethisch verzwillingt
und zeigt vereinzeit Zonarbau. Pseudomorphosen von Kalzit,
Chiorit, Pyrit und Quarz nach Plagioklas sind häufig zu finden
und als Bildungen sowohl der postmagmatischen AbkUhlung als auch
der späteren Verwitterung der Plagioklase anzusehen. Hinweise
auf eine metamorph bedingte Bildung lie8en sich in diesen
postarogenen Gesteinen nicht feststellen. Auffällig ist auOerdem
eine zum Teil sehr ausgeprägte Pigmentierung der Plagioklase mit
43

II
Abbildung 25. Uralitisierung: Umwandlungseerscheinungen an
Pyroxenen. Probe K 71, Hällsjöberget. Px =
Pyroxen, PI = Plagioklas, Op = Opake Erze.
Bild I mit (+) Nicols, Bild II mit (II) Nieois.
Vergrö8erung : 91:1.
opaken Erzen. Die Plagioklase konnten als Andesine bis
Labradorite (An 35
_ 5S
) bestimmt werden.
Pyroxen: Die Pyroxene sind ausnahmslos xenomorph. Es handelt
sich hauptsächlich um Klinopyroxene (Mg-reiche Augite); nur
untergeordnet treten auch Orthopyroxene auf. Die Augite unterliegen
wegen ihrer Instabilität während der postmagmatischen AbkUhlung
stark der Umwandlung, besanders der Chloritisierung,
Pseudomorphosenbi1dung und Uralitisierung (Abb. 25). Solche Prozesse
sind bei den Orthopyroxenen nicht so ausgeprägt.
ChIorit: Chiorit tritt meistens in Form kleiner radialstrahliger
Aggregate auf, hat grUnliche Interferenzfarben und ist optisch
negativ. Chiorit ist oft als randlicher Saum um die
MandelfUllungen Kalzit und Quarz zu finden. Er gehört in die
Leptochlorit-Reihe.
Opake [rze: Der Anteil opaker Erze ist in den Schliffen immer
se hr hoch. Die Erze kommen hypidiomorph bis xenomorph als
Einzelkrista1le oder xenomorph in Form feinverteilten Pigments
vor. Dieses Pigment findet man besonders suf Plagioklasen oder
als ZwickelfUllungen. Bei den gröberen Komponenten hsndelt es
sich um Magnetit, Pyrit sowie 11menit.
44

Ka1zit: Er tritt entweder als Mandelfullung zusammen mit Quarz
oder neugebildet als Pseudomorphose nach P1agioklas oder Pyroxen
auf.
Die weitere Beschreibung dieser Vulkanite erfo1gt auf
geochemischer Basis im Kap~ 6.7 .
5.4.2 Gustafsporphyre
5.4.2.1 Allgemeines
Zusammen mit dem Tuna-Diabas kommt ein Porphyr vor, der nach der
Typlokalität Gustafs sudlich Borlänge als Gustafsporphyr bezeichnet
wird. Auf Grund seiner strukturellen und mineralogischen
Ähnlichkeit mit den Da1a-Porphyren wird dem Gustafsporhyr ein
subjotnisches Alter zugeordnet (HJELMQUIST 1966); PATCHETT (1978)
und LUNDQUIST (1979) geben Rb-Sr-A1ter von 1371 Ma fur dieses Gestein
an.
Der Gustafsporhyr gehört zu einem Gangschwarm von Diabasen und
Porphyren, der in NE-SW-licher Richtung durch den SE-Tei1 des
Blattes Falun ver1äuft (Abb. 26). HJELMQUIST (1948) fuhrt das
gehäufte Auftreten dieser Vu1kanite auf Störungszonen zuruck, in
die die Diabase und Porphyre intrudierten.
45

Abbildung 26. Gangschwärme von Diabasen und Porphyren:
Ubersicht Uber die Gangschwärme postorogener
Vulkanite im Kartbladet 13F Falun. Schraffuren
grenzen die Bereiche vermehrten Auftretens
dieser Gangschwärme eine NNW-SSE-streichende
Linien stellen die Asby-Diabase dar. Abb.
nach KULLING &HJELMQUIST (1948).
5.4.2.2 Gesteinsbeschreibung und Petrographie
Der Gustafsporphyr fUhrt bis zu 5 mm groBe Einsprenglinge von
fleischroter Farbe in einer ziegelroten, se hr feinkörnigen und
dichten Grundmasse. Die Einsprenglinge sind meistens breite,
tafelförmige, teilweise idiomorphe Alkalifeldspäte sowie Quarze.
Sie heben sich besonders auf angewitterten hellroten Gesteinsoberflächen
durch ihre kräftigere Farbe ab. VereinzeIt lieBen
sich mit Kalzit und Quarz verfUllte Mandeln beobachten, die sich
oft durch einen dUnnen chloritischen Saum auszeichneten.
Sowohl der Gustafsporphyr, als.auch die Diabase scheinen relativ
beständig zu sein gegen Verwitterung, da sie oft als kleine
RUcken im Gelände verfolgbar sind.
Das GefUge ist dicht; alle Komponenten sind holokristallin und,
abgesehen von den Einsprenglingen, se hr gleichkörnig. Die
Einsprenglinge sind hypidiomorph bis idiomorph, die Minerale der
Grundmasse durchweg xenomorph. Auffällig sind der hohe Grad der
Umwandlung der GefUgebestandteile sowie deren ausgeprägte
46

Pigmentierung. Besonders bei den Einsprenglingen kommt es zur
Bildung von Pseudomorphosen von Kalzit, Sericit und Chiorit nach
den Feldspäten. Die Bildung von chloritischen Säumen, vor allem
um die Mandelfullungen, aber auch um Feldspateinsprenglinge, ist
als beginnende Verwitter~ng dieser Minerale zu deuten. Pyrit
tritt vereinzeit in Form kleiner Nester auf.
Die Hauptgefugebestandteile sind: Quarz, Plagioklas,
Alkalifeldspat, Chiorit und Kalzit, während Titanit, Apatit,
Zirkon, Sericit sowie die opaken Erze Pyrit, Magnetit und limenit
nur akzessorisch vorkommen.
Quarz: Der Quarz tritt sowohl in Form gröBerer Einzelkristalle
als auch in der Grundmasse auf. Er ist in der Regel xenomorph
und teilweise von einem chloritischen Saum umgeben. Er bleibt
von der verbreiteten Pigmentierung so gut wie ausgeschlossen.
Plagioklase: Die Plagioklase sind kräftig pigmentiert mit opakem
Erz. Sie treten als Einsprenglinge in Form hypidiomorpher bis
idiomorpher Leisten selten auf, in der Grundmasse dagegen sind
sie häufig zu finden. Plagioklase werden auch sekundär gebildet,
durch Verdrängungsvorgänge in Alkalifeldspäten (Myrmekit­
Bildung). Es handelt sich bei den Plagioklasen um Albite.
Alkalifeldspäte: Die Alkalifeldspäte sind hypidiomorph bis
idiomorph und kräftig pigmentiert. Besonders bei groben Kristallen
ist eine Verzwillingung nach dem Karlsbader-Gesetz weit
verbreitet. Chloritisierung, Sericitisierung und
Myrmekitisierung sind die am häufigsten auftretenden Umwandlungserscheinungen.
Chiorit: Chlorite treten meistens in Form divergentstrahliger
Aggregate in Zwickeln und zwischen den groben Einsprenglingen,
als Säume um die mit Kalzit und Quarz verfullten Mandeln, sowie
in der Grundmasse auf. Sie sind gelblich-grun gefärbt, optisch
negativ und der Reihe der Fe-reichen Lepidochlorite zuzuordnen.
Kalzit: Der Kalzit kommt entweder als FUllung von
Blasenhohlräumen (Mandeln) oder als sekundäre Bildung der
Plagioklasumwandlung vor. Sehr häufig ist er von einem Saum von
Chiorit umgeben.
Die weitere Beschreibung des Gustafsporphyrs, besonders im Hinblick
auf eventuelle Verwandtschaft mit den Tuna-Diabasen, erfolgt
mit Hilfe geochemischer Analysen im Kapitel 6.7 .
47

6.0 GEOCHEHIE DER GESTEINE
6.1 LEPTIT
Insgesamt sind von JO Leptit-Proben chemische Analysen erstellt
worden (Tab. l - 5 im Anhang). Aus 19 dieser Analysen wurden
Norm-Minerale nach der MESO-NORM berechnet. Die gerechneten
Albit-Anorthit-Orthoklas-Verhältnisse sind im An-AI-Or-Diagramm
nach O'CONNOR (1965) dargestellt worden (Abb. 27); er benutzt zur
Klassifizierung quarzreicher Gesteine das Feldspatverhältnis.
An
Ab
• .. "
1

Dieses Ergebnis wird durch die im Kap. 5.1.1.2 erwähnte Bestimmung
der P1agiok1ase als 01igok1ase untermauert.
Die Häufigkeitsvertei1ung der Hauptelement-Oxide ist in Abb. 28
zu finden. Auffällig ist hier die bimodale Verteilung der
Alkalien Na und K. Sie steht im Zusammenhang mit der bereits ben
1%)
40 SiD 2
30
20
10
70 72 7. 76 7' 0,10 0.14 0,11 0,22.0,24 1C 11 12 13 14
MnD 1'19 0
21
10
0$ 1 0,02 0.0lo 0,06 0,0' o,,o 0,5
n
1%)
40
(00
JO
20
10
0.5 , 1 2 4 1 2 4
-
I I I .1 I
Abbildung 28.
Häufigkeitsverteilung der Hauptelemente in den
Leptiten: Darstellung der prozentualen Häufigkeit
der jeweiligen Elemente in den
20 Leptiten. n = Anzahl in % Hauptelementgehalte
in Gew. -~~.
10
0,1 02 0,4 U
49

schriebenen unterschiedlichen Zusammensetzung der Leptite. Die
von GEIJER & MAGNUSSON (1944), HJELMQUIST (1966) und HOBNER
(1966) verwandte Unterscheidung zwischen Natron-, Kali- und
Alkaliintermediären Leptiten läGt sich hier gut belegen. Der Bereich
zwischen 2 und 4 Gew.-% Na20 bzw. KzO ist den
Alkaliintermediären Leptiten zuzuordnen. Sie können als
Rhyodazite nach STRECKEISEN (1976) bezeichnet werden. Kali­
Leptite gibt es wenige, bei Werten gröGer als 4 Gew.-% K O ist
die Besetzungsdichte nur sehr gering (jeweils nur eine Probe).
Das erste Maximum liegt bei niedrigen KzO-Gehalten « 2 Gew.-%),
es ist dem zweiten Maximum bei NazO (Werte > 4 Gew.-%) zuzuordnen
und repräsentiert die Natron-Leptite. Die Natron-Leptite entsprechen
den Daziten des STRECKEISEN-DIAGRAMMES, während die
Kali-Leptite dort Rhyolithe darstellen.
Es stellt sich nun die Frage, in welchem MaGe die hier ermittelten
Gesteinszusammensetzungen noch mit den Ausgangszusammensetzungen
ubereinstimmen und ob die Leptite möglicherweise einer
irgendwie gearteten sekundären Umbildung ausgesetzt gewesen sind.
Eine Möglichkeit zur Klassifizierung von vulkanischen Gesteinen
bietet ein Vergleich der Alkalien untereinander. HUGHES (1973)
versucht dies durch eine Gegenuberstellung der Summe von NazO+KzO
und einem Faktor, gerechnet aus 100xKzO/(Na20+K20). Das Ergebnis
ist Abb. 29 zu entnehmen. HUGHES (1973) legt aus empirischen
Untersuchungen unterschiedlichst zusammengesetzter Vulkanite ein
sogenanntes "igneous spectrum" fest. Dieses Spektrum wird begrenzt
von zwei Linien, zwischen denen die meisten magmatischen
Gesteine liegen sollen. Nicht einmal ein Drittel der untersuchten
Leptit-Proben des Arbeitsgebietes liegt innerhalb dieser
Linien. HUGHES(1973) vertritt die Auffassung, daG alle auGerhalb
dieses Spektrums liegenden Proben, mit Ausnahme einiger weniger
"exotischer" Gesteine, einer Metasomatose unterlegen gewesen sein
mussen. Aus diesem Grund heraus kann man auch fur die Leptite
des Arbeitsgebietes eine metasomatische Umwandlung annehmen.
Aus den obengenannten Ergebnissen der Klassifizierung nach
geochemischen Gesichtspunkten zeigt sich deutlich, daG die
Leptite in dieses, auf Hauptelementen beruhende Einteilungsschema
nicht hineinpassen und somit einer sekundären Umwandlung unterlegen
gewesen sein mussen. Dafur sprechen zusätzlich auch der fur
saure Vulkanite se hr hohe Si0 2-Gehalt und ganz besonders die au­
Gerordentliche Spezialisierung der Alkalien. Es stellt sich die
Frage, in welchem MaGe der Chemismus der Leptite noch mit der Ursprungszusammensetzung
Ubereinstimmt und in welchem Grad sie sekundären
Alterationen ausgesetzt gewesen ist. Hierzu ist es
notwendig, in wässrigem Medium schlechtlösliche Elemente wie Al,
Ti, Y, Zr, Ce und Nb zur Beurteilung heranzuziehen.
WINCHESTER & FLOYD (1977) entwickelten, hauptsächlich auf Spurenelementen
basierend, eine Anzahl Diagramme, um zwischen verschiedenen
Magmen-Serien zu unterscheiden. Aus den Diagrammen
(Abb. 30, 31 und 32) wird eine rhyolithische Zusammensetzung des
Ausgangsmagmas deutlich. Alle Proben liegen eng zusammen im Bereich
der Feldergrenze zwischen Rhyolith und Rhyodazit Die
Varianz ist gering. Ce und Nb sind nur fur die Leptit-Proben BUS
50

12
o
N
::.::
•
o
N
C
Z
10
igne.us
8
6
;;. I.
•
.,..
-:.
•
• +
.+ •
+
+
sp~,/
2- :. •
• •
•
•
• •
2
O
+
20 1.0 60 80 100
100 K 20
I (No 20.
K 20
l
Abbildung 29. "Igneous spectrum": Diagramm nach HUGHES
(1973). Zwischen den beiden Linien liegt der
uberwiegende Teil der auf der Erde vorkommenden
magmatischen Gesteine ("igneous
spectrum"). Punkte = Leptite, Kreuze =
Metabasite. Proben aus dem Arbeitsgebiet und
der Bohrung GAH 5.
der Bohrung GAH 5 bei Gussarvshyttan bestimmt worden. Aus diesem
Grund können auch nur diese Proben in den Abb. 31 und 32 dargestellt
werden. Da aber schon diese, in räumlich se hr begrenztem
Rahmen genommenen Proben ausgeprägte Unterschiede in den Alkalien
sowie beim fe und Mg (siehe Tab. 4 und 5 im Anhang) zeigen, repräsentieren
sie die gesamten Leptite des Arbeitsgebietes sehr
gut. Die Proben liegen in den Abb. 31 und 32 so nahe zusammen
und so eindeutig im Rhyolith-feld, daB man von einer
rhyolithischen Zusammensetzung des Ursprungsgesteins ausgehen
kann.
fRIETSCH (1982a, 1982b) nimmt in seinen Arbeiten uber die Alterationsprozesse
in den Leptiten Zentralschwedens eine sekundäre Zufuhrung
von SiO z entweder durch metasomatische Prozesse oder
direkt durch subsequenten Vulkanismus an, sowie eine Verarmung an
Kalzium. fRIETSCH (1982a, S. 49) vertritt zum Chemismus die Auffassung:
"The primary high-temperature pre-alteration volcanics
have been andesitic to dacitic in composition having originally
had a large area of extension". fRIETSCH (1982a) kommt zu dem
Ergebnis, daB der Charakter des Ausgangsmagmas kalkalkalisch war.
fRIETSCH's (1982a) Arbeiten beruhen hauptsächlich auf
Hauptelementuntersuchungen, deren Anwendbarkeit wegen der teilweise
sehr hohen Mobi1ität einiger Elemente problematisch ist.
Auf dieses generelle Problem wird später nochmals eingegangen
werden. Aus den oben geschilderten Grunden erscheint eine Klassifizierung
auf der Basis immobiler Spurenelemente verläBlicher.
51

In den Abb. 30 und 32 sind nach LAGERBLAD & GORBATSCHEV (1985)
die Bereiche eingekreist worden, in denen der uberwiegende Tei1
der sauren und basischen Effusiva Zentralschwedens liegt. Da
auch die meisten der untersuchten Leptite des Arbeitsgebietes innerha1b
dieser Felder vorkommen, scheint die Klassifizierung der
Leptite mit Hilfe immobiler E1emente, wie sie in der oben erwähnten
Arbeit durchgefuhrt worden ist, verlässlicher als die der
Arbeit von FRIETSCH (1982a) zugrunde liegende Klassifizierung mit
Hi1fe der Haupte1emente. Aus diesem Grund wird im weiteren von
rhyolithischem Ausgangsmateria1 ausgegangen. Generell kann man
sagen, daO die Leptite aus einer einzigen Schmelze mit
kalkalkalischem Charakter stammen (vergl. Abb. 33).
Wie aus den Tabellen 4 und 5 im Anhang zu ersehen ist, bleiben
die Geha1te obengenannter immobi1er E1emente relativ konstant
70
II.
I.
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I I
I',
I \
'
I
\ I
\
I
-,
- _.:'"
O.o01 0,01 0,1
Abbildung 30. SiOz- Zr/TiO z- Diagramm: Diagramm-Entwurf nach
WINCHESTER & FLOYD (1977). Punkte = Leptite,
Kreuze = Metabasite. Proben aus dem Arbeitsgebiet
und der Bohrung GAH 5. Feldereinteilung:
I. = Rhyolite, II. = Rhyodacite, Dacite,
III. = Andesite, IV. = Subalkaline-Basalt, V.
= Alkaline-Basalt, VI. = Comendite,
Pantellerite, VII. = Phonolite, Trachyte.
52

VI.
• .., r
0,1
••
1. .... • VII.
0,01
•
5 o 100 150 200 lppml Ce
Abbildung 31. Ce - Zr/TiO z - Diagramm: Proben aus der Bohrung
GAH 5. Literaturhinweis, Signaturen und
Feldereinteilung wie in Abb. 30.
im Vergleich zu den stark schwankenden Fe-, Mg- und Alkali­
Gehalten. Eine von LAGERBLAD & GORBATSCHEV (1983, 1984, 1985)
fur die Leptite Mittelschwedens beobachtete positive Korrelation
zwischen Fe und Ti bzw. Zr länt sich hier nicht nachvollziehen.
Auch bei leichten Schwankungen einzelner Elemente der immobilen
Gruppe bleibt das Verhältnis der einzelnen Elemente untereinander
konstant.
Die Diskrepanz zwischen der ausgeprägten Varianz elnlger Haupte1emente
und der stabilen Spurenelement-Verteilung läOt auf
starke sekundäre Alteration schlieOen. Ein Vergleich der Na- und
K-extremen Leptite zeigt deutliche Unters~hiede im E1ementgeha1t
(LAGERBLAD & GORBATSCHEV 1984). So ist bei Na-angereicherten
Leptiten eine Verarmung von Mn, K, Rb, Ba und Zn bei gleichzeitig
höheren SiOz-Gehalten auffällig. Bei K-reichen Leptiten wurde
Na, Ca und Sr weggefuhrt, während Rb 1eicht angereichert wurde.
Die Vorgänge, die diese Umverteilung bewirkt haben können, werden
von FRIETSCH (1982a) und LAGERBLAD & GORBATSCHEV (1983, 1984,
1985) eingehender diskutiert. Sie fuhren die Umwandlungen auf
Reaktionen der Gesteine mit Meerwasser zuruck. Ergebnisse aus
Laborversuchen zu diesem Thema sind rar. Experimente mit
Rhyolithen ergaben, daO bei Temperaturen uber 300°C und einem
53

Zr/TiO 2
\
\
\
\
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III.
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" ..... - - .",..
""
10 Nb/Y
Abbildung 32. Zr/Ti0 2 - Nb/Y - Diagramm: Erläuterungen siehe
Abb. 30 und 31.
niedrigen Wasser/Gestein-Verhältnis die entstehenden Lösungen angereichert
werden an K, Fe, Mn und Si0 2 , aber verarmen an Na und
Mg (LAGERBLAD & GORBATSCHEV 1985). Steht mehr Wasser zur VerfUgung
(höheres Wasser/Gestein-Verhältnis), sind die K-Gehalte in
den entstehenden Lösungen geringer, während Natrium in höheren
Konzentrationen vorkommt. Es hat sich gezeigt, daB die Uberfuhrung
von Na aus dem Meerwasser in das Gestein bei sehr hohen Temperaturen
(500°C) und niedrigem Gesteins/Wasser-Verhältnis
erfolgt (Na-Metasomatose). Reagieren solche an K angereicherte
' Lösungen auf ihrem Weg zur Oberfläche wiederum mit Gesteinen, so
werden die Lösungen angereichert an Ca und Na, während sie
verarmen an K, Rb, Cs und Li. Empirische Untersuchungen und
experimentelle Bearbeitungen (BLOCH & BISCHOFF 1979, FOURNIER &
TRUESDELL 1973, MUNCHA 1980, zit. in LAGERBLAD & GORBATSCHEV
1985) zeigten, daB Austauschreaktionen zwischen Gestein und Seewasser
unter 150°C zu einer Anreicherung von K in silikatischen
Gesteinen fuhren (K-Metasomatose). Nach STEWARD (1979, zit. in
LAGERBLAD & GORBATSCHEV 1984) ist die Anreicherung von K eine
Funktion der Rekristallisation und Hydratation vulkanischen
Glases, also eine folge von hydrothermalen Umwandlungen bei niedrigen
Temperaturen im Oberflächenbereich einer vulkanischen
Folge. LAGERBLAD & GORBARSCHEV (1985) erklären solche Vorgänge
durch ein Modell hydrothermaler Konvektion temperierten Seewas­
54

F
• • •
••• 1 ••
...
• -41
/ .' ·1
A
M
Abbildung 33. AFM - Diagramm der Leptite und Metabasite : A
(Na20+K20), F (Gesamteisen als FeO, im
weiteren FeO~) und M (MgO). Diagramm nach
IRVINE & BARAGAR (1971). Punkte:Leptite des
Arbeitsgebietes, Quadrate:Leptite BUS der Bohrung
GAH 5, Kreuze:Metabasite BUS dem Arbeitsgebiet
und der Bohrung GAH 5. T : tholeitisch,
CA : kalkalkalisch . Der Pfeil verdeutlicht den
im Text angesprochenen Trend.
sers, das die Gesteine durchdringt und mit ihnen reagiert
(Abb. 34).
Aus diesen Ergebnissen mag die Idee einer regelmäOigen Abfolge
von Leptiten entstehen : K-Leptite werden gebildet in den oberen,
niedrig temperierten Tei1en einer vulkanischen rolge, während Nareiche
Formen in stratigraphisch tieferen und heiBeren Teilen
dieser Fo1ge anzusiedeln sind. Real ist diese Verteilung jedoch
nicht immer anwendbar. So findet man K-Leptite in Bereichen, in
denen Na-Leptite dominieren und umgekehrt. Alkaliintermediäre
Leptite sind in jeder Position zu finden.
Fur diese unregelmäOige Verteilung der Leptite kann es mehrere
Erk1ärungen geben, beispielsweise die Uber1agerung verschiedener
5ysteme zirkulierender Wässer, die eine mehrfache Umwand1ung der
Gesteine bewirkte oder zeitIich aufeinander folgende magmatische
Einheiten, die jede ' fur sich metasomatisch umgewandelt worden
ist. Eine weitere Erklärung mag sein, daO es zupartieller
Erosion kam, während in anderen Gebieten effusiver Vulkanismus
auftrat. Zur tektonischen Stellung solcher vulkanischen Folgen
meinen LAGERBLAD & GORBAT5CHEV (1985): "Such apparent
55

SYNGEN[T IC SHAUOW UVCl
[P IGENETIC ORE rORMATlON
rROM SOLUTIONS ASCEP() ING
IN PERM[ABI LITY lQNES
~ ~ OR SE
~ ~ '--"K\..../ K ......,K-./'K~ VK
f No......... -, Hg ",
I ' -- Na__ N0-- ; I SEHI-CONSOLIDATED
Hg No - Na,Hg Hg .....
VOLCANIC
/ \'

Zur Entstehung der Leptite kann zusammenfassend gesagt werden,
daG hier im flachwasser abgelagerte vulkanische Gesteine
rhyolithischer Zusammensetzung durch Wechselwirkung mit
temperiertem Seewasser, das in form hydrothermaler
Konvektionszellen im Gestein zirkuliert, metasomatisch umgewandelt
worden sind. Dies äuBert sich in erster Linie in 5pezialisierung
in den Alkalien Na und K. Die sich anschlieGende
Regionalmetamorphose bewirkte in erster Linie eine
Sammelkristallisation, hatte generell aber auf den Bestand der
wichtigsten Gemengteile keinen EinfluG mehr.
6.2 METABASIT
Die Metabasite sind zusammen mit den Leptiten gebildet worden.
Man kann deshalb auch davon ausgehen, daG sie ähnlichen Alterationsprozessen
unterlegen waren. Die Ergebnisse von sechs
Hauptelementalalysen der Metabasite des Arbeitsgebietes können
der Tab. 6 entnommen werden.
Ein Vergleich der Summe der Alkalien mit dem faktor
100xK 20/(Na 20+K z O) nach HUGHES (1973) zeigt, daG die eine Hälfte
der Proben innerhalb, die andere Hälfte auGerhalb des "igneous
spectrum" liegen (Abb. 29). Diese Tendenz ist auch schon bei den
Leptiten zu beobachten gewesen, so daG die dort gezogenen
SchlUsse auf eine Alteration durch zirkulierende temperierte
Wässer auch fUr die Metabasite angenommen werden können.
Um Anhaltspunkte auf den Primärchemismus und auf die
petrographische Zusammensetzung erhalten zu können, wurden die
immobilen Elemente Al, Ti, Y, Zr, Ce und Nb herangezogen. Die
bereits im letzten Kapitel verwandten Diagramme (Abb. 30, 31, 32)
zeigen, daG die Metabasite als ehemalige "Subalkaline Basalts"
anzusehen sind.
6.3 KARBONAT E
Betrachtet man die Positionen dieser Gesteine im AfM-Diagramm
nach IRVINE & BARAGAR (1971) (Abb. 33), so erkennt man, daG sie
den Trend, der bereits bei den Leptiten erkennbar war, weiterverlängern.
Dies ist als ein weiteres Indiz fUr die Verwandtschaft
der Metabasite zu den Leptiten anzusehen.
Wie bereits im Kap. 5.1.3, S. 25 ausgefUhrt, unterlagen die
Karbonate des Kartiergebietes sehr stark der Verskarnung. 50
enthält auch jeder DUnnschliff Silikatminerale, und zwar hauptsächlich
Quarz und Pyroxen in wechselnden Anteilen. Insofern ist
es schwierig, Aussagen Uber die Petrographie der Karbonate zu machen.
Bei den Karbonatmineralien handelt es sich ausschlieGlich
um Kalzit, so daG als Edukt dieses Gesteines ein Kalk von unterschiedlicher
Reinheit anzusehen ist.
57

Die geochemischen Analysen einiger Proben aus der Bohrung GAH 5
nordwestlich von Gussarvshyttan (siehe Anlage 5) bestätigen
dieses Bild. Die Analysenergebnisse sind Tab. 7 im Anhang zu
entnehmen. Es scheint in den Proben immer ein gewisser
Si0 2-Anteil vor handen zu s~in, auch wenn die Probe im HandstUck
keinerlei Silikate erkennen lassen. Der Mg-Gehalt liegt unter
2 %, was ebenfalls dafUr spricht, dan die Karbonate hauptsächlich
aus Kalzit bestehenj Dolomit ist nur sehr untergeordnet vor handen.
Auf die Karbonate wird später im Rahmen der .Diskussion des
Scheelitvorkommens von Gussarvshyttan nochmals eingegangen.
6.4 HETAHONZODIORIT
Die Ergebnisse von vier Hauptelementanalysen der Metamonzodiorite
sind in der Tab. 6 zusammengefant.
Den frUhorgenen Intrusiva Schwedens ist lange Zeit hinweg wenig
Beachtung geschenkt worden. WILSON (1980, 1982) versuchte eine
Einteilung in I-Typ- und S-Typ-Granitoide. Kriterien fur eine
generelle Einteilung von Granitoiden wurden von CHAPPEL & WHITE
(1974) zusammengefant, basierend auf Untersuchungen an Graniten
in Australien. Weitere Arbeiten zu diesem Thema sind WHITE &
CHAPPEL (1977) sowie WILSON (1980, 1982). I-Typ-Granitoide
(igneous origin) werden als Derivate des oberen Mantels angese-
N~O
Ge w-O/.
7
•
6
I - Typ
5
• •
4
3
•
•
•
• •
•
••
• •
2
•
s - Typ
2 3 4 5 , Gew-% K O
2
Abbi1dung 35. Na 20 - K 2 0 - Diagramm: Verg1eich der Alkalien
miteinander zur Unterscheidung zwischen I-Typ
("igneous origin")- und S-Typ ("sedimentary
origin")-Granitoiden. Diagramm-Entwurf nach
HINE (1976, zit . in KROGER 1983) Punkte = Urgranit,
Kreuze = Metamonzodiorit.
58

hen. Sie sind gekennzeichnet dur ch eine starke Variation in der
Zusammensetzung (Granit bis Gabbro) und ein, dem Mantelmaterial
vergleichbares niedriges 87Sr / 86Sr-Verhältnis. Bei S-Typ­
Granitoiden (sedimentary origin) handelt es sich um anatektische
Granite mit eingeschränkter Variationsbreite in der Zusammensetzung,
sind verarmt an Na und Ca entsprechend ihrer Rolle im
sedimentären Zyklus und haben ein hohes 87Sr/86Sr-Verhältnis.
Weitere Unterscheidungsmöglichkeiten liegen im Sauerstoff-, Bleiund
Neodymium-Isotopenverhältnis und in der Spurenelementzusammensetzung.
WILSON (1980) diskutiert die Anwendbarkeit dieser
Unterscheidungskriterien fUr die schwedischen Granitoide und
kommt zu dem Ergebnis, daB es sich bei den synorogenen
svekokarelischen Intrusiva um Granitoide des I-Typs handelt, also
um Mantelderivate. Er weist allerdings auch auf die Problematik
dieses Einteilungsschemas hin.
Da keine Spurenelementanalysen fUr die Urgranite von
Gussarvshyttan vorliegen, das 87Sr/86Sr-Verhältnis und die Sauerstoff-,
Blei- und Neodymium-Isotopenverhältnisse nicht bekannt
sind, können nur die Hauptelemente zur Definition herangezogen
werden. So verwendet WILSON (1980) zur Unterscheidung der beiden
Typen den faktor mol A1 20 3/mol
(CaO+Na 20+K 20)
, vergleicht also
mobile mit weniger mobilen Elementen. Er postuliert fUr Werte
gröBer als 1.1 eine Zuordnung zum S-Typ, und zwar auf Grund der
Tatsache, daB während der Verwitterung besonders Ca, Na und K
weggefUhrt werden, während Al relativ immobil ist. Bei Werten
F
/
.'
•
~.~
A
Abbildung 36.
AfM- Diagramm der Metamonzodiorite und Urgranite:
Beschriftung siehe Abb. 33. Punkte =
Urgranit, Kreuze ~ Metamonzodiorit. Der Pfeil
verdeutlicht den im Text beschriebenen Trend.
M
59

kleiner als 1.1 handelt es sich nach WILSON (1980) um I-Typ­
Granitoide. fUr die Metamonzodiorite wurde aus der mol Al z 0 3
/
mol (CaO+NazO+KzO) -Formel ein Durchschnittswert von 0.75 ermittelt;
die Werte schwanken zwischen 0.64 und 0.80. Somit wären
sie dem I-Typ zuzuordn~n. Im NazO-KzO-Diagramm (Abb. 35) nach
HINE (1976, zit. in KRUGER- 1982) liegen drei Proben im I-Typ-feld
und eine Probe auf der Grenze zum S-Typ. Auf die Problematik der
Anwendbarkeit der Hauptelemente zur Klassifizierung in 1- und S­
Typ-Granitoide wird bei der Bearbeitung der Urgranite ausfuhrlich
eingegangen werden.
Die Berechnung von Norm-Minerale, aus den Ergebnissen der
geochemischen Analysen, nach der MESO-NORM war nicht möglich.
Die Metamonzodiorite sind zusammen mit den Urgraniten im
AFM-Diagramm (Abb. 36) dargestelIt. Sie verlängern den Trend der
Urgranite von den Alkalien hin zum Fe und Mg und leiten auch das
"Abknicken" zur Mg-Ecke des Diagrammes ein. Dies kann als ein
deutlicher Hinweis auf einen Differentiationstrend angesehen werden
und somit als ein Indiz fur eine Verwandtschaft zwischen beiden
Gesteinen dienen.
6.5 URGRANIT
Die chemischen Analysen von 24 Urgranit-Proben sind in den Tab. 8
- Il im Anhang zusammengefa8t. Jeder der in Kap. 4.2.2 beschriebenen
Granit-Typen ist durch mindestens drei Proben belegt. In
Abb. 37 ist die Häufigkeitsverteilung der Oxide der Hauptelemente
dargestelIt. Hierbei ist nur fUr die Hornblendegranite des
Typs IV die Verteilung extra durch eine Schraffur gekennzeichnet,
fur die ubrigen Typen war eine Differenzierung nicht bei allen
Oxiden durchfUhrbar. Die Hornblendegranite grenzen sich deutlich
von den ubrigen Urgraniten ab, so beim SiO z' TiO z' fe Z 0 3 , MgO,
CaO und PzOs' bei den Alkalien ist dieser Trend nicht feststellbar.
Zur Unterscheidung zwischen I-Typ- und S-Typ-Granitoiden verwendet
WILSON (1980) die formel mol Alz 0 3/mol
(CaO+NazO+KzO). Die
Werte nach dieser formel schwanken fUr die Urgranite von
Gussarvshyttan zwischen 0.88 und 1.19, der Mittelwert liegt bei
1.07. Aus diesen Werten kann man die Gesteine zwar als zum I-Typ
gehörig klassifizieren, doch lä8t dieser Wert auch andere DeutungsmodelIe
zu, die später diskutiert werden sollen.
Eine andere Möglichkeit der Klassifizierung ist das in Abb. 35
dargestelIte NazO-KzO-Diagramm nach HINE (1976, zit. in KRUGER
1982). Hier liegt der Uberwiegende Teil der Proben zwar im 1­
Typ-Feld, doch zeigt die gr08e Streubreite auch die Unsicherheit,
mit der eine solche Art der Unterscheidung behaftet ist.
Eine auf solch unsicheren Kriterien beruhende Einteilung in l­
und S-Typ-Granitoide ist sicherlich mit Vorbehalt zu betrachten,
speziell, da sie auf so mobilen Elementen wie Na, K, und Ca be­
60

n
1%)
40
..
lO
Si0 2
10
70 72 74 ,.
0,10 0,14 0.1 I 0,22 0,2'. D,2' U 1 4 15 ,.
n
!% l
40 Fe 2O)
MnO 1'19 °
30
20
lO
0.0 2 D,o lo 0,06 0.0I 0,1. D,1 02 O;' D,6 0,1 l • l
n
(% )
(0 0
40 No 2O
30
20
10
0.5 1.5 2,5 • 2,5 4 S , ., 4 , .,
n
!% )
40 P2 °5
JO
20
, O
U2 IP4 O,U ...0 0,1' 0,1
Abbildung 37. Häufigkeitsverteilung der Hauptelement-Oxide
der Urgranite : Dargestelit wird die prozentuale
Häufigkeit der jeweiligen Oxide in den Urgraniten.
Schraffiert die Proben des Typs IV.
n=Anzahl der Proben in %, Hauptelementgehalte
in Gew.-'L
61

uht. Da der Durchschnittswert der oben erwähnten Formel nach
WILSON (1980) fur die Urgranite von Gussarvshyttan (1.07) se hr
nahe am Grenzwert zum S-Typ (1.10) liegt, gibt es verschiedene
Interpretationsmöglichkeiten. So kann es sich beispielsweise um
ein eindeutiges I-Typ-Magma gehandelt haben, das beim Aufdringen
durch die Gesteine, in die· es intrudierte, kontaminiert worden
ist. Andererseits ist auch eine Vermengung von Magma
sedimentärer Edukte mit Mantelmaterial möglich. Ahnliche Bedenken
bestehen auch beim Na zO-K 20-Diagramm. Die Alkalimetalie Na
und K gehören zu den mobilsten Elementen Uberhaupt, so daB deren
Lösung und WegfUhrung während der späteren Metamorphose nicht
ausgeschlossen werden kann. Aus diesen Bedenken heraus und mangels
Spurenelementanalysen 5011 hier von einer Zuordnung der Urgranite
von Gussarvshyttan zum I-Typ abgesehen werden .
Aus 21 Hauptelementanalysen wurden normative Mineralbestände nach
der MESO-NORM berechnet. Das daraus sich ergebende Feldspat­
Verhältnis wurde im An-AI-0r-Diagramm nach O'CONNOR (1965)
(Abb. 38) ausgewertet.
Der gröBte Teil der Urgranite von Gussarvshyttan liegt im Granit­
Feld des Diagrammes; eine Ausnahme bilden nur die Proben K 31,
K 98, K 104 und K 107, die ins Trondhjemit-Feld fallen, also
tonalitische bzw. quarzdioritische Zusammensetzung haben (HUGHES
1982, BEST 1982). Die Probe K 4 liegt im Granodiorit-Feld. Ein
An
Ab
, ,,
,
I
, ,I
3-- -I· ,, -;--_
, •• -- ........ -.. -.,#'
Or
Abbildung 38. O'CONNOR - Diagramm der Urgranite: Diagramm­
Entwurf nach O'CONNOR (1965). Feldereinteilung:
l = Granodiorit, 2 = Trondhjemit, 3 =
Granit.
erwähnt.
Gekennzeichnete Proben werden im Text
62

Vergleich mit dem STRECKEISEN-DIAGRAMM in Abb. 18 zeigt, daB die
normativ berechneten Proben in ihrem feldspat-Verhältnis leicht
in Richtung auf die Plagioklase verschoben sind. In beiden Diagrammen
ist ein Trend von alkalifeldspat- und quarzreichen sauren
Gesteinen zu plagioklasr~icheren weniger sa uren erkennbar.
Dieser Trend kann in einer magmatischen Differentiation begrundet
liegen; Plagioklase werden bei höheren Temperaturen gebildet als
Alkalifeldspäte.
Eine weitere Möglichkeit zur Beschreibung der Urganite ist das in
Abb. 36 dargestelIte AfM-Diagramm. Beim Vergleich der Oxide der
Alkalien, des Magnesiums und des Gesamteisens als feO·zeigt sich,
daB die Urgranite einem Trend in Richtung auf die basischeren Gesteine
der Grönstens-Urgranit-Serie folgen.
6.6 SKARNE
Die Petrographie und Geochemie der Skarne wird später geschlossen
bei der Diskussion der Gesteine und Erze der Lagerstätte behandelt
werden, weil dort das Hauptskarnvorkommen des
Kartiergebietes liegt.
6.7 JUNGERE VULKANITE
Die Ergebnisse der Hauptelementanalysen von insgesamt 10
Vulkanit-Proben sind in der Tab. 12 zusammengestellt.
Zwischen den drei verschiedenen Vulkaniten des Kartiergebietes
(Tuna-Diabas, Asby-Diabas und Gustafsporphyr) gibt es folgende
signifikante Unterschiede:
Der Asby-Diabas unterscheidet sich vom Tuna-Diabas in erster Linie
durch seine erhöhten TiO z-, PzOs- und Sr-Gehalte, aber auch
durch seine niedrigeren SiO z-, MnO-, MgO- und Rb-Werte.
Im NazO+KzO / SiOz-Diagramm nach COX, BELL & PANKHURST (1979)
(Abb. 39)liegen die Asby- und Tuna-Diabase im Basalt-feld,
letzterer allerdings etwas verschoben in Richtung auf das feld
der basaltischen Andesite. Beim Gustafsporphyr handelt es sich
um ein Gestein mit rhyolithischer Zusammensetzung.
Trägt man die Diabas-Proben ins TiOz-KzO-PzOs-Diagramm nach
PEARCE et al. (1975) in Abb. 40 ein, dann liegen alle Diabase im
feld
.
kontinentaler Basalte. Zu gleichen Ergebnissen kommt man
. bei der Auswertung der chemischen Analysen in der
feO-MgO-Al z 0 nach PEARCE et al. (1977) in Abb. 41.
3-Darstellung
Zur frage der Verwandtschaft zwischen dem Gustafsporphyr und dem
Tuna-Diabas lassen sich aus den vorliegenden chemischen Analysen
keine Ergebnisse gewinnen. Bemerkenswert ist bei dem
63

,
, ,-- ...... "
12 / -,
/
....... l'
/ / -,
/
10
"
/
/ -,
,. ...""'"
/

Abbildung 40. Ti0 2 - KzO - PzOs Diagramm: Trennung von
"ozeanischen" und "nichtozeanischen" Basalten
nach PEARCE et al. (1975). ° = ozeanisch, K =
nichtozeanisch. Probenkennung wie in Abb. 39.
65

Abbildung 41. Trennung von Basalten verschiedener Bildungsräume
im A1 20 3
- FeO·- MgO - Diagramm: Darstellung
nach PEARCE et al. (1977).
Feldereinteilung: I. = Kontinentale Basalte;
II. = Basalte orogener Bereiche; III. =
Basalte ozeanischer Rucken; IV. = Basalte
ozeanischer Insein. Probenkennung wie in
Abb. 39.
66

7.0 UNTERSUCHUNGEN DER GESTEINE HIT HILFE DES
RONTGENDIFFRAKTOHETERS
Am Anfang der Röntgendiffraktometer-Untersuchungen stand die
Frage der Methodik. Da keine Erfahrungen mit dem vorhandenen Gerät
(SlEMENS D 500) voriagen, bestanden die ersten Probleme in
der Entwicklung und im Testen von Probenaufbereitungs- und
Präparationstechniken. Anfänglich erfolgte die Präparation der
Proben mit Vaseline auf einen Glasobjektträger (4.7 x 4.7 mm).
Die Vaseline wird dabei erhitzt und zum 'Schmelzen gebracht. Von
der Probe muOten die Bestandteile > 60 ~m abgetrennt werden. Der
Rest wurde als dUnne Schicht auf die heiOe Vaseline aufgestäubt
und nochmals erhitzt. Diese Methode ist einfach und wenig arbeitsintensiv,
hat aber auch gravierende Nachteile. So erzeugte
die verwandte Vaseline Linien bei Winkeln von 19.355 0 (d=4.582),
21.459 0 (d=4.1374) und 23.843 0 (d=3.7288). Dies hätte eventuell
durch die Verwendung analysenreiner Vaseline ausgeschaltet werden
können. Ein schwerwiegenderes Problem war die Tatsache, daO
dur ch das Aufstäuben der Probe auf den Objektträger die Geometrie
der Anordnung gestört wurde, was eine leichte Verschiebung der
28-Winkel zu höheren MeBwerten zur Folge hatte. Die Erklärung
dafUr zeigt die Abb. 42.
!
--­
------ /
H/ ~
/ -,
/
/ /
I \
I
/
I
/
/
I
I
\
,
\
\ /
Abbildung 42. Strahlengang des Diffraktometers: Signaturen;
M = MeOkreis, D = Detektor, R = Röntgenröhre,
p = Probenhalter mit Probe, 8 = Glanzwinkel,
28 1
= Beugungswinkel fur eine Probe, deren
Oberfläche mit der Probenhalterfläche ubereinstimmt,
28 2 = Beugungswinkel fur eine
aufgestäubte Probe, dicke Linie = Strahlengang
unter definierten MeBbedingungen, gestrichelte
Linie = Verlauf der reflektierten Strahlen fUr
eine aufgestäubte Probe.
67

C__)
Abbildung 43. Probenhalter zur Gesteinsuntersuchung am
Röntgendiffraktometer: 4.7 x 4.7 cm groBe
Plexiglasplatte mit 0.1 mm tiefer Ausfräsung
in der Mitte zur Aufnahme der Probe. MaBstab
1:1.
Daraufhin muBte eine neue Präparationsmethode angewandt werden.
Hierzu wurde aus einer 3 mm dicken Plexiglasplatte von 4.7 x 4.7
mm GröBe im Bestrahlungsbereich eine Vertiefung von 0.1 mm
herausgefräst (Abb. 43) . . In diese Vertiefung presst man die
Probe ein und zieht sie bis auf Oberflächenniveau ab. Wichtig
ist hierbei, daB die Proben extrem fein gemahlen werden. Durch
diese Art der Präparation bleibt die Geometrie der Anordnung erhalten
und Eichungen mit Quarzpulver ergaben eine nahezu vollständige
Ubereinstimmung der MeBwerte mit der ASTM-Kartei. Diese
Methode erfordert groBe Sorgfalt bei der Herstellung der
MeBpräparate; eine Vertiefung der Ausfräsung im Probenhalter auf
beispielsweise 0.2 mm wurde eventuell eine Erleichterung darstellen.
Als Strahlungsquelle dient eine Röntgenröhre mit Cu-Anode
(Lambda=1.506); die Betriebsbedingungen sind 25 mA / 30 kV. Die
Verwendung eines Ni-Filters brachte eine deutliche Verbesserung
der Auflösung, ebenso wie die Kombination verschiedener Blenden.
Fur die durchzufuhrenden Untersuchungen erwiesen sich die Blendenkombinationen
1 0-10-0.30-0.15 0 und 10-10-10-0.05 0
als am
brauchbarsten. Gemessen wurde mit kontinuierlichem Step-sean bei
Schrittweiten von 0.01 Grad und MeBzeiten von l Sekunde pro
Schritt. Kleinere Schrittweiten und längere MeBzeiten sind nur
fUr Präzisionsmessungen an monomineralischen Präparaten sinnvoll;
zur Bestimmung der Gitterabstandswerte der Granate aus den Skarn­
Proben reichten schon die Standardmessbedingungen aus. Die Berechnung
der d-Werte erfolgte Uber den angeschlossenen MeB- und
Regelcomputer der Firma DEC. Folgende Berechnungsparameter erwiesen
sich als am geeignetsten: PKW: 0.08, THRl : 0.7, BKR :
1.5, THR2 : 1.5 .
Fur die vorliegende Arbeit lieB sich das Röntgendiffraktometer
nur bedingt einsetzen. Es zeigte sich schon frUhzeitig, daB es
bei Proben mit mehr als 4-5 Mineralphasen zu einer Uberlagerung
der Linien der verschiedenen Gemengteile kommen kann. AuBerdem
68

wird in solchen Fällen die Intensität der einzelnen Linien sehr
stark herabgesetzt, was die Auflösung verringert und die Berechnung
der d-Werte erschwert. Phasen mit Gehalten unter 5 % sind
m.E. nicht mehr sicher anzusprechen, da die relativen Intensitäten
der Linien solcher, in untergeordneten Gehalten vorhandener
Minerale so gering werden, 'daB die Signale nicht mehr vom Untergrund
der Messung getrennt und aufgelöst werden können. Ein
weiteres Problem ist auch hier die Linien-Oberlagerung.
In den Granatskarnen lieBen sich Granat und Pyroxene immer,
Epidot, Quarz, Kalzit und Scheelit dagegen nicht in allen Fällen
eindeutig bestimmen. Der Scheelit stellt insofern eine Ausnahme
von der Regel (Gehalte < 5 % nicht bestimmbar) dar, weilseine
stärksten Linien dort liegen, wo sie nicht von anderen Linien
uberlagert werden. Dadurch ist Scheelit auch in geringeren Gehalten
im Diffraktogramm noch erkennbar.
Zusammenfassend kann man zur Anwendbarkeit des
Röntgendiffraktometers in der verfugbaren Ausstattung bei der
Untersuchung kristalliner Gesteine sagen, daB es sich hierbei um
eine Methode handelt, die einen schnellen Oberblick uber den Bestand
an Hauptgemengteilen vermittelt. Das Hauptverwendungsgebiet
liegt m.E. dort, wo der Mikroskopie Grenzen gesetzt sind,
beispielsweise bei der Bearbeitung sehr feinkörniger Matrixen,
oder bei der Untersuchung von Gemengteilen, die auf Grund ihrer
Kristallographie nur schwer bestimmbar sind, wie opake Erze,
isotrope Granate oder Minerale mit stark anomalen
Interferenzfarben wie Vesuvian. Ein weiterer Anwendungsbereich
ist die Bestimmung von Mischkristallen, bei denen die Ergebnisse
aus Messung der Auslöschungsschiefe (Plagioklase) oder
Spaltwinkel (Amphibole, Pyroxene) durch die Kenntnis der d-Werte
untermauert und präzisiert werden können.
69

8.0 LAGERSTÄTTEN DES ARBEITSGEBIETES
8.1 BESCHREIBUNG DER WICHTIGSTEN VORKOHHENDEN ERZHINERALE
Im Bereich des Arbeitsgebietes stellt Scheelit (CaW0 4
) das
Haupterzmineral dar. Neben der Scheelitvererzung ist nur vereinzeit
eine unbedeutende Mineralisation mit Fe-Erzen wie Magnetit,
Pyrit, Hämatit und Magnetkies sowie mit sulphidischen Cu-Erzen
wie Chalkopyrit in leptiten und Amphiboliten zu beobachten.
Scheelit (CaW0 4
) ist, nach Wolframit «Fe,Mn)W0 4
) , fUr die wirtschaftliche
Nutzung von Wolframerzen das wichtigste Mineral. Es
bildet mit Powellit (CaMo0 4 ) die tetragonal-dipyramidale bzw.
tetragonale Scheelit-Reihe (Abb. 44).
MINERAL-
CHEMISCHE
NAME ZUSAMMENSET ZUNCi SYMMETRlE FARBE HÄRTE
welt.lelblich
SCHEELIT C.WO" tetr. -dipyr. braun. ,rau 4.5 ­ 5
WOLFRAMPOWE LLIT Ca.MoO .. , W -haltil tetr. -dipyr. 1J11Zl.1ich -le1b 3 - ..
SEYRlCiIT Ca (W,Mo) 0 .. tetral°nal ,oldcelb
CUPROSCHEELIT (Cu.Ca) WO.. tetr . -dipyr. piatad.qrGn 4.5 - 5
CUPROTUNCiSTIT CuWO.. t.h. -dipyr.
REn", T FeWO.. t.tral°nal acinrarabr.un 4
STOLZIT PbWO.. tetr. -dipyr. rotbraun 2,5 - 3
CHlLLACiIT Pb (W.Mo) 0 .. tetralOD&l atrob,e1b 3,5
Abbildung 44. Minerale der Scheelit-Reihe: nach WIENDl
(1968) .
Scheelit erhielt seinen Namen nach dem pommerschen Chemiker Karl
Wilhelm Scheele (1742-1786), der als erster die Wolframsäure in
diesem Mineral entdeckte.
Die Elementarzelle des Scheelits besteht aus einem
innenzentrierten Prisma. Habitusgebend sind die Flächen (101)
und (111), wobei die Fläche (101) eine Streifung aufweisen kann.
Durchwachsungszwillinge sind verbreitet zu finden. Idiomorphe
Kristalle kommen selten vor, meistens tritt Scheelit in Form von
unregelmäBigen Einsprenglingen oder ·derben xenomorphen Aggregaten
70

auf. Pseudomorphosen von Scheelit nach Wolframit sind häufig, da
Wolframit in der Regel älter ist als der Scheelit und von diesem
oft verdrängt wird (DANA 1951). Scheelit ist selten farblos , gewöhnlich
ist er grau, grunlichgelb bis braun. Er zeigt fett- bis
Diamantglanz, die Ritzhärte schwankt zwischen 4.5 und 5 und der
Bruch ist uneben. Die Dichte ist abhängig vom Ho-Gehalt, fast
reiner Scheelit hat eine Dichte von uber 6 g/cm 3 , Scheelit mit
8.23 Gew.-% Ho0 3
von 5.88 g/c~ , während Seyrigit mit 24 Gew.-~
Ho0 3
nur eine Dichte von 5.484 g/c~ aufweist (DANA 1951). Bei
Einwirkung von Kathodenstrahlen leuchtet Scheelit gewöhnlich mit
starker blauer farbe, bei Bestrahlung mit kurzwelligem UV-Licht
(2536 A) bläulichweiG.
formelreiner Scheelit setzt sich aus 19.47 ~ CaO und 80.53 ~ W0 3
zusammen. Ho1ybdän kann Wolfram substituieren, es besteht eine
isomorphe Serie in Richtung Powellit (CaHo0 ) . 4
Die isomorphe
Beimischung reicht bis zu 10% Ho0 3
, bei höheren Gehalten bis zu
einem Ho:W-Verhältnis von 1:1.38 wird das Hineral als
Holybdoscheelit oder Seyrigit bezeichnet. Beimengungen von uber
3-4 % sind allerdings selten. Bekannt ist auch eine
kupferhaltige Abart, Cuproscheelit mit bis zu 7 ~ CuO. Geringe
Hengen von Elementen der Seltenen Erden (hauptsächlich der Cer­
Gruppe) können ebenfalls eingebaut werden (BETECHTIN 1977).
Die Fluoreszenzeigenschaften des Scheelits sind bereits erwähnt
worden. Sie dienen nicht nur bei der Scheelit-Prospektion als
gutes Hilfsmittel, sondern erlauben auch Aussagen uber die
Reinheit des Scheelits, da die fluoreszenzfarbe abhängig ist in
erster Linie vom Ho-Gehalt (GREENWOOD 1943, ZESCHKE 1964, WIENOL
1968) Nach ZESCKKE (1964, zit. in WIENOL 1968) . besteht folgende
Beziehung zwischen der fluoreszenzfarbe und dem Mo0 3-Gehalt
:
0.0 0.5 Gew.-~ Mo0 bläulichweiG
3
0.5 0.9 weiG
0.9 1.8 gelblichweiG
1.8 2.3 gelbweiG
2.3 2.8 weiO, gelblich
2.8 - 3.2 =
gelblich
> 3.2 gelb
=
GREENWOOD (1943) konnte diese Tatsache ebenfalls nachweisen und
fand auOerdem heraus, daG eine, wenn auch nicht so signifikante,
Abhängibkeit zwischen der Fluoreszenzfarbe und dem Hn-Gehalt besteht.
Scheelit ist im Dunnschliff relativ 1eicht zu erkennen. Im normalen
Durchlicht ist er in der Regel farblos bis mittelgrau, läOt
sich aber auch von den ubrigen Hinerale sehr gut dur ch sein
Chagrain unterscheiden. Die Abgrenzung zu den im Durchlicht
ebenfalls farblosen Granaten ist schwierig, doch hat der Scheelit
ein höheres Relief.
Im polarisierten Licht ist die Unterscheidung von anderen
Minerale nicht schwer. Das Oberflächenchagrain, eines der Haupterkennungskriterien,
wird hierbei besonders betont. Die
Interferenzfarben des Scheelits variieren zwischen mittelgrau und
71

aun (erster Ordnung)(Abb. 45). Abhängigkeiten zwischen
Interferenzfarben, Fluoreszenzverhalten und chemischer Zusammensetzung
1ie8en sich a11erdings aus den vorhandenen Proben nicht
feststellen. Ein weiteres Erkennungsmerkmal des Scheelits ist
sein undulöses Auslöschen bei Drehen des Präparates. Hierbei
fie1 auf, da8 graufarbene Kristalle wogenartiges Auslöschen von
einer Kristallseite zur anderen zeigten, während braune Scheelite
eine Tendenz zu partiellem Auslöschen innerhalb des Minerals aufweisen.
Dieses Indiz fur ausgeprägten Subkornbau ist in Abb. 45
deutlich zu erkennen.
Sch
Gr
die unterschiedlichen Interferenzfarben. Sch
= Scheelit, Gr = Granat, Q = Quarz. Aufnahme
mit (+) Nicols; Vergrö8erung : 269:1.
Abbildung 45. Aufnahme eines Scheelits: Probe 14/86,
Scheelite in Skarnen aus dem Scheelit­
Vorkommen von Gussarvshyttan. Auffällig sind
Die Fe~tlegung des optischen Charakters ist schwierig; durch
mehrere Bestimmungen wurde Scheelit als optisch einachsig, positiv,
erkannt. Die Korngrö8en der Scheelitkristalle sind sehr unterschiedlich.
Sie schwanken zwischen 0.05 und 10 mm. Uber die
Geochemie des Scheelits im allgemeinen ist bereits oben kurz gesprochen
worden. Die dort erwähnte Substitution von Wdurch Mo
lie8 sich bei Untersuchungen von Scheelit-Proben aus der Lagerstätte
von Gussarvshyttan mittels eines
Rasterelektronenmikroskops mit angeschlossenem EDX-System deutlich
nachweisen. Da das EOX-System bis jetzt nur qualitativ bis
halbquantitativ arbeitet, sind Aussagen uber die prozentuale Zusammensetzung
des Scheelits nicht möglich. Es ist nur deutlich
72

, "( , l '_' , ' ~ II. .IJ , I I I~ 'I l 1 111. ' " '-' :... L\. ." L 'o', ', I II .. · • I ., '~: ,; ; I. " ,.1 ,
.:1 I ' Ild Jl'1 L LrLd i I 1-:'. • L11.. iI .~ J ; . ;: t II" 1.1 I ; ~, I : l ,. , ", '. l i, ,I j
PROBE 6/05 PROBE 2162
Abbildung 46. Elementspektrum zweier Scheelit-Kristalle:
Proben aus dem Scheelit-Vorkommen von
Gussarvshyttan. Abzissee: Energie in EV;
Ordinate: gemessene Intensität.
zu erkennen, daB, je ausgeprägter der L-Peak des Molybdäns im
Elementspektrum ist, desto niedriger sind der L~- und der M-Peak
des Wolframs (Abb. 46).
Die einzige Möglichkeit, Aussagen Uber den Mo-Gehalt machen zu
können, war die Untersuchung der Proben im ultravioletten Licht
(2536Ä). Hierbei traten in erster Linie weiBe bis gelbliche
Fluoreszenzfarben auf, so daB davon ausgegangen werden kann, daB
der Mo0 3-Gehalt
der Scheelite von Gussarvshyttan 3 ~ nicht Uberschreitet.
Während der Untersuchung der Proben mit dem
EDX-System zeigte sich ein zweiter Trend se hr deutlich. Bei Mo­
73

armen bis -freien Proben ist vereinzeIt ein Se-L~-Peak erkennbar,
der mit zunehmendem Mo-Gehalt kleiner wird und verschwindet. Aus
Röntgenverteilungsbildern ist eindeutig eine statistische Verteilung
des Mo und Se im Kristall nachweisbar. Das Auftreten von Se
ist nicht an andere Elemente gebunden.
8.2 SCHEELIT-VERERZUNG BEl GUSSARVSHYTTAN
Bevor im Sommer 1979 erste Scheelit-fUhrende Blöcke bei
Gussarvshyttan gefunden wurden, war nur eine W-Anomalie aus
geochemischen Untersuchungen von Moränenmaterial westlich des
Gussarvshyttesjön bekannt. Daraufhin wurde das Gebiet systematisch
beprobt und später im Bereich der vermuteten Lagerstätte
17 Bohrungen niedergebracht. Um möglichst viele Ergebnisse Uber
den Erzkörper zu erhalten, wurden die Bohrungen mit Winkeln zwischen
30 0 und 60 0 nach Norden niedergebracht.
Nach Kartierung der Bohrkerne und Zusammenstellung aller Ergebnisse
zeigte sich, daB drei voneinander unabhängige Erzkörper
existieren; sie streichen mit ungefähr 80 0 und haben eine maximale
Längserstreckung von 80-100 m. Der sUdlichste Erzkörper ist
ca. 10 m breit und reicht bis gut 60 m unter die Oberfläche.
Nach N folgt die mächtigste Erzzone, mit einer Ausstrichbreite
von ca. 25 m. In der Tiefe dUnnt der Erzkörper aus, bei 110 m
unter Geländeoberkante ist er nur noch 8-10 m breit. Wie tief er
noch unter 110 m herunterreicht, ist nicht bekannt. Das nördlichste
der drei Vorkommen steht oberflächlich nicht an, es ist
nur erbohrt worden. Die Vererzung ist max. 5 m breit und es liegen
keine Erkenntnisse Uber den weiteren Verlauf in der Tiefe
vor.
8.2.1 Geologie der Lagerstätte
Zur Geologie der Lagerstätte liegt eine geologische Karte im MaBstab
1:1000 als Anlage 5 vor. Sie ist das Ergebnis der Auswertung
von 17 Bohrungen, einer magnetischen Detailaufnahme sowie
einer groBen Zahl von Rammsondierungen, die von der firma LKAB
PROSPEKTERING AB in diesem Bereich durchgefuhrt worden sind .
Die Lagerstätte liegt im Grenzbereich zwischen der Grönstens­
Urgranit-Serie im Norden und Leptiten im SUden. Bei den Urgraniten
handelt es sich um Granite des Typs I mit ausgeprägter
Gneisstruktur, deren Petrographie und Geochemie bereits in den
Kapiteln 5.2.2.2 und 6.5 behandelt worden ist. Da sie nicht direkt
im Bereich der Lagerstätte oberflächlich anstehen und auch
von keiner Bohrung angefahren werden, soll hier nicht weiter auf
die Urgranite eingegangen werden.
Die dominierenden Gesteine im Bereich der Lagerstätte sind die
Leptite. Es handelt sich hier um hellgraue bis -rote, teilweise
74

iotitreiche Gneise mit se hr hohem Quarz-Anteil. Sie werden
durchschlagen von dunklen Amphiboliten, mit denen sie sehr stark
verfaltet sind. Die Mächtigkeit dieser Amphibolite schwankt zwischen
einigen mm und max. 5 m. Db diese Gesteine Teile der
Metabasit-Leptit-Serie sind, oder ob es sich um synorogene umgewandelte
ehemalige Diabase handelt, läGt sich an Hand der
Bohrkerne nicht sicher entscheiden.
Die Vererzung mit Scheelit ist auf die Skarne beschränkt. Ihre
petrographischen Zusammensetzungen schwanken stark, die
Hauptgemengteile sind Granat, Pyroxen, Quarz und Epidot. Die Abgrenzung
zu den Karbonaten, aus denen sie durch Ca-Mg­
Metasomatose entstanden sind, ist teilweise schwierig. Auf der
einen Seite findet man verbreitet flieGende Obergänge zwischen
beiden Gesteinen, andererseits treten auch sehr scharfe Grenzen
auf. Dies mag abhängig sein von den p-T-Bedingungen während der
Verskarnung sowie von der Beschaffenheit der zugefUhrten Lösungen.
Bei den nichtvererzten Karbonaten handelt es sich um
hellgraue bis -rote Marmore von unterschiedlicher Reinheit. Die
Vererzung als solche ist se hr unregelmäGig und nicht an eine spezielle
petrographische Zusammensetzung gebunden, doch sind
granatreiche Skarne sehr oft höher vererzt als granatarme
Variationen (GrUnskarne).
Nördlich und sudlich der Lagerstätte wurden von elnlgen Bohrungen
nichtmetamorphe Gänge von Tuna-Diabas und Gustafsporphyr
durchteuft. Vereinzeit wechselt der ansonsten hellrote
Gustafsporphyr seine Farbe in Richtung Grun und es scheinen sich
Obergänge zum Tuna-Diabas anzudeuten. Inwieweit genetische Zusammenhänge
zwischen beiden Gesteinen bestehen, ist makroskopisch
nicht sicher zu sagen. Da diese Vulkanite als postorogene Gesteine
kaum als "Erzbringer" in Frage kommen, 5011 hier auf die
Frage genetischer Zusammenhänge nicht weiter eingegangen werden.
In den Bohrungen wurden an mehreren Stellen Pegmatite angetroffen.
Ihre Mächtigkeiten schwanken zwischen einigen dm und max.
6 m. Es handelt sich hierbei durchweg um sehr grobkörnige,
hellrote bis graue feldspatreiche Gesteine, die keinerlei Anzeichen
einer metamorphen Beanspruchung zeigen. Diese Tatsache und
die Ähnlichkeit mit in der Literatur (KULLING &HJELQUIST, 1948;
HJELMQUIST, 1966) beschriebenen Pegmatiten gibt zu der Vermutung
AnlaG, daG diese Pegmatite Bildungen des spätorogenen sog. "Yngre
Granites" darstellen. Die nächsten Aufschlusse dieses
nichtmetamorphen Granites liegen zwar ca.15 km entfernt, doch besteht
die Möglichkeit, daG dieser Granit im tieferen Untergrund
des Kartiergebietes auch zu finden ist.
Mit Ausnahme der nichtmetamorphen Vulkanite und Pegmatite sind
alle Gesteine intensiv gefaltet mit steil nach SW einfallenden
B-Achsen. Die Lagerstätte wird von einer ungefähr W-Estreichenden
Störungszone durchzogen, in der die Gesteine teilweise
brecciiert, vereinzeit aber auch mylonitisiert worden sind.
Die Brecciierung ist im allgemeinen durch Quarz verheilt, die
mylonitisierten Bereiche dagegen nicht. Aus diesem Grund liegt
die Vermut ung nahe, daG es sich zumindest um zwei verschiedene
75

tektonische Ereignisse handelt, wobei die verheilte Brecciierung
älter ist.
Im Bereich der Lagerstätte ' läOt sich folgende stratigraphische
Abfolge feststellen :
Tuna-Diabas, Gustafsporphyr
Skarne
Pegmatite
Urgranit
Karbonate
Amphibolite
Leptite
8.2.2 Gesteinsbeschreibung, Petrographie und Geochemie
8.2.2.1 leptite
Die Leptite aus der Lagerstätte unterscheiden sich kaum in ihrer
Petrographie von den in Kap. 5.1.1.2 beschriebenen Gesteinen.
Die beobachteten Mineralbestände sind Abb. 11 zu entnehmen.
Diese Leptite sind hauptsächlich den Leptit-Typen I und II zuzuordnen.
Auffällig ist das Vorhandensein von Granat in drei DUnnschliffen.
Die Granate sind immer gröber als die Ubrigen Gemengteile und
hypidiomorph ausgebildet. Teilweise umwachsen sie bereits vorhandene
Quarze. Zusammen mit den Granaten treten oft fe-arme,
schwach gefärbte Epidote sowie Klinozoisite auf. Eine Deutungsmöglichkeit
fUr die Granatbildung ist das Entstehen von Granat
als folge der Verskarnung benachbarter Karbonatkörper, doch ist
auch eine Granatbildung während der Metamorphose möglich.
8.2.2.2 A.phibolite
Amphibolite sind als schmale, im allgemeinen Streichen gestreckte
Linsen im Bereich der Lagerstätte zu finden. Ihre Mächtigkeit
Ubersteigt 10 m nicht. Es handelt sich um feinkörnige Gesteine,
die intensiv mit den Leptiten verfaltet sind. Aus dieser Tatsache
heraus und aus Vergleichen der geochemischen Zusammensetzungen
wird dieses Gestein den Metabasiten der
Leptit-Metabasit-Serie zugeordnet.
76

8.2.2.3 Karbonate
Bei den Karbonaten handelt es sich um Kalke mit MgO-Gehalten
unter 2 %. Der Gehalt an ande ren Elementoxiden ist stark abhängig
vom Grad der Verskarnung, ein gewisser SiOz-Anteil scheint
aber auch schon in "frischen" Proben ohne erkennbare
Verskarnungserscheinungen vorhanden zu sein. Es fällt auf, daB
der Ubergangsbereich zwischen annäherend vollständig verskarnten
Partien und nicht umgewandelten Karbonaten nur se hr schmal ist
und schätzungsweise im dm-Bereich liegt.
8.2.2.4 Skarne
Zunächst 5011 hier auf die Petrographie und weniger auf die
Geochemie eingegangen werden, sowie auf die möglichen Bedingungen,
die zur Skarnbildung fUhren.
Als Skarne werden hier solche Gesteine angesehen, die
makroskopisch keine gröBeren Mengen Karbonate mehr erkennen lassen.
Dies ist Vorbedingung, um Aussagen Uber die reale
petrographische und geochemische Zusammensetzung der Skarne machen
zu können. Zwischenstadien der Umbildung wUrden dies Bild
verfälschen.
Wie bereits kurz erwähnt, kann man zwischen vier verschiedenen
Skarnen unterscheiden. Die ungefähre Zusammensetzung an den drei
hauptsächlich vorkommenden Skarnmineralen Granat, Pyroxen und
Epidot-Klinozoisit ist dem Dreiecksdiagramm der Abb. 47 zu entnehmen.
Die abgeschätzten Anteile an Haupt- und
Ep
Gr
Abbildung 47. Skarn-Typen: Im Dreieck Granat-Epidot-Pyroxen
sind schematisch die Bereiche eingegrenzt, in
denen nach der petrographischen Auswertung der
DUnnschliffe (Anteile an Haupt- und
Nebengemengteilen und an Akzessorien abgeschätzt)
die verschiedenen Skarne des Arbeitsgebietes
liegen. I - IV = Skarn-Typen (vergl.
S. 40).
Di
77

L.
Gr ­Px Q Ep Klz Sch C. Cl Am T1 Op
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K 38
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III.
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14/80
*** *** *** * "'* *** *
Abbildung 48. Mineralbestände der Skarne: Abgeschätzte
Modalbestände der Skarn-Proben aus der
Scheelit-Lagerstätte von Gussarvshyttan.
Signaturen: siehe S. 21. Probenbezeichnungen:
Bohrungsnummer/Probennummer. I - IV = Skarn­
Typen (verql. S. 40).
Nebengemengteilen sowie an Akzessorien in den untersuchten
Skarnproben sind in der Abb. 48 zusammengefaBt. Das Vor handensein
solch verschiedener Gesteine mag entweder auf unterschiedliche
Gehalte an Mg, Fe und Al im Edukt zuruckzufuhren sein, oder
78,

II
I
Abbildung 49. Aufnahme zonierter Granate: Skarnprobe
10/101, Scheelit-Vorkommen von Gussarvshyttan.
SprUnge im Granat mit Kalzit und Quarz verheilt.
Bild I mit (+) Nicol s , Bild II mit (II)
Nicols; Vergrö8erung : 43.1:1.
auf Variationen dieser Elemente in den zugefUhrten, die
Verskarnung bewirkenden Lösungen.
Auf das GefUge der Skarne wurde bereits im Kap. 5.3 kurz eingegangen
, so da8 die Ergebnisse hier nur kurz zusammengefa8t werden
sollen: holokristallines, dichtes, granoblastisches Gefuge
mit xenomorphen Komponenten se hr unterschiedlicher Korngrö8e. Im
folgenden werden die wichtigsten Gemengteile kurz beschrieben
werden.
Granat: Die Granate sind hauptsächlich als derbe, dichte,
xenomorphe Aggregate zu finden. Nur aus wenigen Proben lassen
sich gr08e idiomorphe und zonierte Kristalle beschreiben (Abb.
49). Die Korngrö8en der Granate variieren in weiten Grenzen, und
zwar zwischen 0.05 und l mm. Die Kristalle werden se hr häufig
durchzogen von mit Kalzit verfullten Spalten und Rissen. Hierbei
handelt es sich nicht um Produkte der Granatumwandlung, sondern
vielmehr um sekundäre VerfUllungen durch kalzitische Lösungen.
Die Zusammensetzung der Granate wurde mit dem
Rasterelektronenmikroskop und angeschlossenem EDX-System, sowie
durch Untersuchungen mit dem Röntgendiffraktometer bestimmt. Aus
den ermittelten d-Werten lie8 sich eine Gitterkonstante a = 11.94
errechnen. Als spezifisches Gewicht der Granate wurde 3.65 g/cm 3
ermittelt. Es handelt sich um Grossular mit einer
Andraditkomponente. Die genaue Zusammensetzung ist Gross. 52-67 ,
Andr· 27 _ 41' Alm. 6 •
79

Px
Gr
Ep
Q
Abbildung SO. Aufnahrne zonierter Epidote: Skarnprobe K 38,
Hällsjö-Gruva. Ep = Epidot, Gr = Granat, Q =
Quarz, Sch = Scheelit, Px = Pyroxen. Aufnahme
mit (+) Nicols; Vergrö8erung : 43.1:1.
Pyroxen: Pyroxene sind in den Skarnen von Gussarvshyttan ausnahmslos
xenomorph. Besonders in Schliffen, die hauptsächlich
aus Pyroxen bestehen, ist ihre Gleichkörnigkeit auffällig.
Solche Gesteine stellen auch die feinkörnigsten Skarne dar.
Durch Vermessung der Auslöschungsschiefe wurden die Pyroxene als
Diopsid-Hedenbergit bestimrnt. Umwandlungserscheinungen sind selten,
vereinzeIt findet man randIich sehr schmaIe Chloritsäume.
Epidot-Reihe: Epidot fällt durch seine anomalen
Interferenzfarben, seinen Pleochroismus und seinen Zonarbau auf
(Abb. SO). Er ist in den Schliffen deutlich häufiger zu finden
als der farblose Klinozoisit. Umwandlungserscheinungen sind
nicht feststellbar. Die Gehalte an Epidot liegen in den meisten
Fällen unter denen von Granat und Pyroxen und dUrften 20 ~ kaum
Uberschreiten.
Quarz: Quarz findet man in fast jeder Probe. Er ist immer
xenomorph und von stark schwankender KorngröOe. Es scheint zwei
Quarz-Generationen zu geben. Die erste Generation ist bereits in
den Edukten vorhanden gewesen und möglicherweise durch
Sammelkristallisation noch gewachsen. Diese Quarze werden von
den späten Mineralbildungen, besonders von Granaten, umwachsen.
Die zweite Generation .i s t grobkörniger als die erste. Sie
brecciiert das Gestein; die Bildung ist sicherlich postmetamorph
und auf tektonische Bewegungen zurGckzufUhren.
80

Gr
Sch
Abbildung 51. Scheelite in Granat-Skarn: Probe 6/74,
Scheelit-Vorkommen von Gussarvshyttan.
Scheelite mit unterschiedlichen Interferenz­
farben.Sch = Scheelit, Gr = Granat, Q = Quarz
Px = Pyroxen. Aufnahme mit (+) Nieois; Ver­
grö8erung : 43.1:1.
Kalzit: Nicht verskarnte Reste der Kalke (Kalzit I. Gen.) sind
nur sehr selten noch zu finden. Die vorhandenen Kalzite (Kalzit
II. Gen.) sind als spät- bis postmetsomatische Bildungen anzusehen.
Ob diese sekundäre Kalzitbildung auf durch die Verskarnung
mobilisierte Ca-lanen oder auf späte sekundäre Zufuhrung von
CaC0 3-reichen
Lösungen zuruckzufuhren ist, war nicht feststellbar.
Scheelit: Scheelit ist immer xenomorph und kommt sowohl in Form
von Spaltenfullungen als auch als selbstständige, bis zu 10 mm
gro8e Einzelkristalle vor. Auffällig sind seine hellgrauen bis
-braunen Interferenzfarben (Abb. 51) sein sehr hohes Relief und
ausgeprägtes Chagrain. Eine detailliertere Beschreibung von
Scheelit ist in Kap. 8.1 zu finden.
Es scheint zwei verschiedene Generationen von Scheelit zu geben.
Die ältere ist sehr feinkörnig, nur vereinzeit zu finden und
meistens von Granat umwachsen (Abb. 52). Die zweite Generation
macht den Hauptteil der Vererzung aus. Sie hat sehr stark
schwankende Korngrö8en und scheint als eines der letzten Minerale
gebildet worden zu sein. Diese Kristalle sind meistens in
Zwickeln zwischen den anderen Mineralen zu finden.
81

Sch
K
Abbi1dung 52. Aufnahme von Schee1it in Granaten: Skarnprobe
14/86, Scheelit-Vorkommen von Gussarvshyttan.
Schee1itkrista11e (Sch) von xenomorphen
Granaten (Gr) umwachsen. K = Ka1zit Aufnahme
mit (+) Nicols; VergröOerung : 43.1:1.
Aus der mikroskopischen Bearbeitung der Skarn-Proben ergibt sich
eine Krista11isationsfo1ge
Kalzit (I. Gen.)
Quarz (I. Gen.)
Scheelit (I. Gen.)
Epidot
Granat
Pyroxen
Schee1it (II. Gen.)
Quarz (II. Gen.)
Ka1zit (II. Gen.)
Nach der petrographischen Beschreibung der Skarne wird im f01­
genden auf ihre Geochemie näher eingegangen werden. Die Ergebnisse
der geochemischen Analysen sind in den Tab. 13-.22 im Anhang
zusammengefa8t. Die Vertei1ung der Hauptelementoxide sowie von
Wolfram und Molybdän ist Abb. 53 zu entnehmen. Dart werden zwei
verschiedene Skarne voneinander getrennt, granatfUhrende
granatfreie (GrUnskarne) Skarnet Eine weitere Unterteilung
und
ist
bei einzelnen DUnnschliffen zwar möglich; auf die Gesamtheit der
Skarne länt sich auf Grund ihrer Heterogenität jedoch nur diese
Zweiteilung anwenden.
82

·1.
70 70
10 ' 0
37 31 41 41 .52 5 1 (;[101.• % 0,05 0,'0 0,15 0,70 035 OJ GEw.-%
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2 3
70 70
10 10
11 13 15 11 GEw.-% " 13 '4 6EIo',--I_
·1. (00 ·1. 1'190
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n 1150
-I. No O + K O PO
2 2 2 5
7 O 20
10
10
OJ '.2 O~ 0,4 0,5 ~ ,5 GEW. ··1. 0,01 0,03 0,05 0 117 O," "0 ,'5 GEW.·%
'·1.)
20
1"10) Mo
20
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10
0,1 0.2 O,J 0,4 0.5 . 0.5 GE"'. -/. o JO .0 'O 120 15(l·1SQ ~PM
Abbildung 53. Elementverteilung in den Skarnen: Darstellung
der prozentualen Häufigkeit der Hauptelemente
sowie der Spurenelemente W und Mo in den
Skarnen. Schraffiert die Daten fur die
granatfreien Grunskarne. n = Anzahl in %,
Elementgehalte in Gew.-%.
83

Mit den Ergebnissen der geochemischen Untersuchungen der Erz­
Proben aus dem Erzkörper II wurde eine Clusteranalyse mit Rechenprogrammen
des Rechenzentrumsder WWU (de LANGE & STEINHAUSEN
1981) durchgefuhrt. Hierbei wurden alle Elemente, mit Ausnahme
vom Wund Mo ungewichtet verarbeitet. Als Ergebnis zeigten sich
drei verschiedene Cluster (Abb. 54), wobei fast alle Grunskarne
in einem Cluster zusammengefaBt sind. Die Abgrenzung der
8128
8136
8180
8114
8115
8014 .
8020
8021
8022
8129
8130
8119
8012
8018
8024
8137
8182
8127
8010
8016
8017
8026
B031
8178
8181
8116
8123
8126
8019
8025
8134
8135
8179
8120X
8125
8023
8132
8122x_----&.__-..
8183
8132x
8138x
8118x
8121 x_---''---,
8011x
8013x
8015x
8124x -----&.-............---_...I-
Abbildung 54. Clusteranalyse: Clusterberechnung nach Programmen
des Rechenzentrums der WWU (de LANGE &
STEINHAUSEN, 1981). Mit X versehene Proben =
Grunskarne. Probennummern siehe Tab. 13-22.
--J
84

GrUnskarne zu den granatfUhrenden Skarnen der beiden anderen
Cluster wird aus der Tab. 22 im Anhang deutlich. Bei den
GrUnskarnen sind die Elemente angereichert, die eher in Pyroxenen
eingebaut werden, als in Granaten. Die beiden Granat-Skarn­
Cluster unterscheiden sich. in ihrem Chemismus kaum voneinander.
Oberträgt man die Clusterzugehörigkeit auf die drei Bohrungen,
die den Erzkörper II durchteufen, so zeigt sich eine so unregelmäBige
Verteilung der Cluster, daB keine RUckschlUsse auf
genetische Zusammenhänge zwischen Elementverteilung und Skarn­
Typen möglich sind.
Auffällig ist die ausgeprägte Varianz bei allen Hauptelementen
(vergl. Tab. 13-22), mit Ausnahme des Kalziums und des
Magnesiums. Diese Schwankungen dokumentieren unterschiedliche
Bedingungen während der Verskarnung sowie eventuell auch das Vorhandensein
unterschiedlich aufgebauter Edukte. Ausgeprägt
dolomitische Gesteine konnten im Kartiergebiet nicht angetroffen
werden, doch sind partiell leicht erhöhte Mg-Gehalte nicht ausgeschlossen
und werden auch immer wieder in der Literatur beschrieben
(GEIJER & MAGNUSSON, 1944; KULLING & HJELMQUIST, 1948;
HOBNER, 1966). Trotzdem muB davon ausgegangen werden, daB sekundär
unter anderem auch Magnesium zugefUhrt worden ist.
Einen Oberblick Uber die Umverteilung der Hauptelemente ergeben
Berechnungen nach einer Vorlage von BATEMAN (1968). In Abb. 55
werden die Zusammensetzungen von sechs verschiedenen Skarnen
(Probennummern der granatfUhrenden Skarne : 8129, 8136; Probennummern
der GrUnskarne : 8120, 8121, 8124, 8011) in Beziehung gesetzt
zu einer nicht verskarnten Marmorprobe (Probe 8315). Es
zeigt sich deutlich, daB Si, Fe, und Mn immer, Al, Na und Mg
meistens bei der Verskarnung zugefUhrt werden. Ober Ti, K und P
ua_AT[
Ull .120
1__- 1I11 .12. .Ut
'Ut .011
J I....· l....· 1....- ~ .1 II&I... J 1-..- 10"••­
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··2° 0 .02 O.Jt 0 .13 J.U .
"2 ° 0.00 0.11 2.U 0.00 0.01 0 .1t J.2'
'2
0J 0 .02 O.J' 0 .01 O.lt 0 .10 0 .00 0.00 o.n 0.03 1.02 · O.lt 0.01 O.M 0 .11 0.01 O.lt 0. 10 0 .17 J.S' ·
·
SUlIIl
2."
Abbildung 55. Hauptelementbilanz der Verskarnung: Verglichen
wird die nichtverskarnte Probe 8315 mit
den Skarnproben 8120, 8121, 8124, 8129, 8136
und 8011. Die Ergebnisse der chemischen Analysen
(in Gew.-%) werden umgerechnet in mg/cm 3
(spez. Gew. in g/cm 3 8315: 2.963, 8120:
3.614, 8121: 3.413, 8124: 3.405, 8129: 3.349,
8136: 3.570, 8011: 3.280). Die Differenz
stellt die, auf die Ionen umgerechnete Zubzw.
Abnahme der Elemente dar. Weitere Erklärungen
im Text.
85

lassen sich keine Aussagen machen, da die vorhandenen Gehalte im
allgemeinen zu gering « 0.1 ~) sind. Kalzium und die fluchtigen
Bestandteile werden immer weggefuhrt. Auf die Probe 8011 5011
hier kurz näher eingegangen werden. Sie fällt dadurch auf, daO
hohe Mengen Ti (11.97 mg/cm 3 ) , Al (177.06 mg/cm 3 ) und P (2.18
mg/cm 3)zugefuhrt worden sind, während sie extrem an Ca (448.05
mg/cm 3 ) verarmt ist. Bei der Spurenelementanalyse (siehe Tab. 13
- 22) sind leicht erhöhte Nb-, Ni-, Sr-, Cr- und V-Gehalte zu beobachten;
bei den ubrigen Elementen gibt es keine signifikanten
Unterschiede zu den anderen Grunskarn-Proben.
Die durchschnittliche Zusammensetzungen aller Skarne sowie die
Durchschnittsgehalte der Granat- und Grunskarne sind in der Tab.
22 im Anhang aufgelistet.
Zu den geologisch wichtigen Elementen der Skarne zählen unter anderen
Nickel und Kobalt. In den meisten untersuchten Skarn­
Proben aus Gussarvshyttan ist das Ni/Co-Verhältnis kleiner als l
(Abb. 56), was mit Untersuchungen an anderen schwedischen
Skarngesteinen ubereinstimmt (LANDERGREN 1948). NEMEC (1972) kam
bei Untersuchungen an Skarnen Westmährens (CSSR) zu ähnlichen Ergebnissen
und vermut et darin (Ni/Ca (l) ein allgemeines Merkmal
von Skarnen in Abgrenzung zu Rand- und HUllgesteinen, fur die er
Verhältnisse gröOer als l ermittelte. Er schlieOt aus dieser
Tatsache, daO Ni und CA "durch skarnisierende Lösungen und Fluida
zugefuhrt werden muOten" ,(NEMEC 1972, S. 65), bezieht allerdings
die Nebengesteine nicht in diesen Vorgang mit ein. Eine solche
Abgrenzung ist in der varliegenden Arbeit nicht erkennbar; möglicherweise
sind die direkten Nebengesteine hier doch leicht durch
solche Lösungen beeinflu8t worden, wofur möglicherweise das Vorhandensein
von Granaten in den Leptiten spricht.
Ni
(ppm)
20
le
le
•
• • •
• • • •
•
le
le le • • .. :
.. • •
• • •
le
• ,
•
• • • •
• • •
10 , • ,
le
• • •
• • • •• • · ~
I
­
10 20 30 [ppm) (o
Abbildung 56. Ni/Co-Verhältnis: Signaturen: Punkte =
Granatskarne, Kreuze = Grunskarne.
86

Neben solch genetischen GrUnden können auch geochemischmineralogische
eine Rolle spielen. Kobalt ähnelt chemisch mehr
dem Eisen als dem Nickel. Skarne sind im allgemeinen Fe-reiche
Assoziationen, weshalb Co mehr dem Fe folgt als das Ni, das eher
in magnesiumreichen Gesteinen in höheren Konzentrationen zu finden
ist.
Generell werden Co und Ni besonders in Pyroxenen eingebaut, deutlich
weniger in Granaten. Aus WEDEPOHL(1978) lieA sich fUr Ni
ein Einbauverhältnis Klinopyroxen/Granat von 5-10 : l berechnen,
fUr Co 1-2 : l. Dies zeigt sich deutlich bei den hauptsächlich
aus Diopsid/Hedenbergit bestehenden GrUnskarnen. Sie haben
durchschnittlich 11.7 ppm Ni und 26.7 ppm Co, während
granatfUhrende Skarne im Schnitt 10 ppm Ni und 18.4 ppm Co aufweisen.
Hieraus lassen sich Ni/Co-Verhältnisse von 0.44 fUr
GrUnskarne und 0.54 fUr Granatskarne errechnen. Somit kann
dieses Verhältnis als diagnostisches Merkmal der verschiedenen
Skarne dienen.
8.2.2.5 Pegmatite
Pegmatite von unterschiedlicher Mächtigkeit sind in mehreren Bohrungen
durchteuft worden, so in GAH 2, 4, 5, 6, 7, 10, 13, 14, 16
und 17. Es handelt sich immer um mittel- bis sehr grobkörnige
Gesteine ohne erkennbare metamorphe Textur. Die Pegmatite werden
dominiert von hellroten Feldspäten und Quarz, Glimmer fehlen völlig.
Zur Herkunft dieser Pegmatite sind nur schwer Aussagen möglich.
Sie werden oft in Verbindung gebracht mit den spätorogenen Graniten
("Yngre Granit"). Um Vergleiche zwischen beiden Gesteinen
anstellen zu können, sind in der Tab. 23 neben den geochemischen
Analysen der Pegmatite auch zwei Analysen der Granite aus der Literatur
(LKAB PROSPEKTERING AB) angefUgt worden. auf eine eventuelle
Verwandtschaft zwischen beiden Gesteinen wir d im Kap.
8.2.5.2 eingegangen.
Betrachtet man die Geochemie der Pegmatite (Tab. 23), so fallen
bei einigen Proben se hr hohe Spurenelementgehalte auf. Dies gilt
besonders fUr die Elemente Bi, Pb, Zn, Rb, Ta und Co. Verglichen
mit den Ubrigen sauren Gesteinen des Kartiergebietes (Leptite,
Urgranite) besitzen die Pegmatite sehr wenig Fe, Mg und Ti. Da
die Pegmatite möglicherweise fUr die Scheelit-Vererzung mitverantwortlich
sind, ist besonders ihr Wolfram-Gehalt von Bedeutung.
Dieser liegt bei durchschnittlich 61 ppm fUr die in Stockholm gemessenen
Proben. Die von der BGR/Hannover mit der dort installierten
RFA gemessenen W-Gehalte weichen von den schwedischen
Werten deutlich ab. Dies kann möglicherweise dadurch erklärt
werden, daA in Hannover MeAprogramme zur schnellen Bestimmung
möglichst vieler Haupt- und Spurenelemente verwandt wurden, während
die Labors in Stockholm speziell auf die W-Bestimmung abgestimmte
MeAprogramme benutzen. Auf diese unterschiedlichen
MeAergebnisse wurde bereits im Kap. 4.0 hingewiesen.
87

8.2.J Untersuchungen der einzelnen Erzkörper
Wie bereits im Uberblick Uber die Geologie der Lagerstätte erwähnt,
existieren drei verschiedene Erzkörper, die im folgenden
von S nach N als Erzkörper I, II und III bezeichnet werden.
Untersucht man jeden Erzkörper fUr sich, so fallen geochemische
und petrographische Unterschiede auf. Die vererzten Skarne des
Erzkörpers I bestehen in erster Linie aus Granat, nur untergeordnet
ist Diopsid-Hedenbergit zu finden. Nach Norden, zu den
Erzkörpern II und III, nimmt die PyroxenfUhrung zu. Insgesamt
kann man- in Gussarvshyttan von einer Granatskarn-Grunskarn­
Wechselfolge sprechen. Betrachtet man den durchschnittlichen
Chemismus dieser beiden Hauptgemengteile, so ergibt sich der Bezug
zum Durchschnittschemismus der einzelnen Erzkörper. Im folgenden
sind die chemischen Zusammensetzungen von Epidot,sowie von
einigen Pyroxenen und Granaten zusammengestellt (nach BATEMAN
1965):
Grossular Andradit Diopsid Hedenbergit Epidot
SiO z 40.0 35.5 55.6 48.4 37.87
CaO 37.3 33.0 25.9 22.2 23.51
MgO 18.5
FeO 29.4
Fe Z03
31.5 12.60
AI 22.7 24.13
H 2
Ö0 3 1.89
Die fur die Unterscheidung der einzelnen Pyroxene und Grdnate
wichtigsten Elemente sind in erster Linie Al und Mg, sowie untergeordnet
noch Si und Fe. Zieht man nun den
Durchschnittschemismus der Erzkörper (siehe Abb. 57, 58, 59 und
60) heran, so ergibt sich folgendes Bild: Bei den vererzten
Granat- und GrUnskarnen im Norden (Erzkörper II und III) sind im
Vergleich zu dem hauptsächlich aus Granatskarn bestehenden
Erzkörper I im Suden erhöhte Mg-, Fe- und Si-Gehalte sowie
erniedrigte AI-Werte gemessen worden (vergl. Abb. 57). Im SUden
ist generell A1 2 0 3
und CaO in gröBeren Konzentrationen zu finden.
Hier soll nun auf die vertikale Elementverteilung innerhalb jedes
einzelnen Erzkörper kurz eingegangen werden und zwar mit Hilfe
der Bohrungen GAH l, 5 und 6, die die Erzkörper in verschiedenen
Teufen anfahren (vergl. Anlage 6 und Abb. 58-60).
88

Durchschnittselementgehalte der Erzkörper
Si02
Ti0 2
A1 203
Fe 203
Erzkörper I ErzkörperII Erzkörper III
42.47
0.15
11.57
10.62
42.09
0.16
8.11
12.21
45.13
0.04
6.23
14.96
MnO 1.13 1.01 1.17
MgO 2.25 3.03 3.04
CaO 27.83 26.29 24.66
Na 20
K20
P20S
LOI
0.08
0.02
0.03
2.77
0.04
0.03
0 .03
4.61
0.13
0.02
0.01
3.68
As 13 10 15
Cu 18 7 25
Mo 84 50 63
Ni 10 10 9
Pb 19 9 21
Sn 177 178 226
Sr 104 84 76
W 3146 2349 3312
Y 38 37 40
Zn 53 60 80
Zr 33 28 23
Co 17 19 22
er 19 20 11
La 10 17 17
V 60 57 35
Abbildung 57. Durchschnittse1ementgeha1te aller drei
Erzkörper: Ungewichtete Mitte1werte. Haupte1emente
in Gew.-%, Spurenelemente in ppm.
Erzkörper I zeichnet sich durch die Nähe zu unverskarnten
Karbonaten aus. Die durchschnitt1ichen Haupt- und Spurene1ement­
Geha1te dieses Erzkörpers sind in Abb. 58 zusammengestellt. Auffällig
ist besanders die bimoda1e Verteilung des Wolframs. Sein
Geha1t nimmt von der Oberf1äche (GAH l) bis auf 4928 ppm W
(GAH 6, in einer Teufe von ca. 37 m) zu und fällt dann wieder bis
auf unter 5 ppm Win einer Teufe von ca. 80 m (GAH 5) ab. Eine
vergleichbare Tendenz, die Abnahme von der Mitte des Erzkörpers
sowohl zur Oberfläche als auch in die Tiefe, läBt sich auch bei
vielen anderen Spurenelementen ebenfalls wiederfinden. Der Grad
der Verskarnung scheint mit der Teufe abzunehmen, wofur eine
kräftige Zunahme beim CaO-Gehalt und beim GIUhverlust spricht,
während fast alle anderen Elemente in ihren Gehalten reduziert
89

Erzkörper I
GAH l GAH 6 GAH 5 (Probe 8316)
8m) ( 34m) ( 80m)
SiO z 42.02 42.92 27.24
TiO z 0.15 0.14 0.03
A1 2 D 3 12.29 10.71 1.43
fe 203 10.54 10.70 5.52
MnO 1.10 1.16 0.52
MgO 2.24" 2.25 1.44
CaO 27.82 27.83 37.02
Na20 0.14 0.02 0.01
K 20 0.02 0.01 0.01
P 20S
0.02 0.01 0.00
LOI 2.99 2.57 25.94
As 9 17 5
Cu 23 12 8
Mo 38 129 6
Ni 8 Il 5
Pb 10 28 8
Sn 197 157 20
Sr 150 57 107
W 1363 4928

Erzkörper II
GAH l GAH 6 GAH 5
( 37m) ( 70m) (112m)
Si0 2 45.91 43.13 37.23
Ti0 2 0.24 0.13 0.10
A1 20 3 10.35 6.63 7.15
Fe 203 11.75 12.18 13.29
MnO 1.13 0.97 0.92
MgO 2.49 4.17 2.73
CaO 24.89 25.10 27.88
Na20 0.12 0.02 0.01
K 20 0.01 0.01 0.08
P 20 S 0.06 0.02 0.02
LOI 1.90 2.56 9.37
As 8 10 12
Cu 14 5 4
Mo 44 48 57
Ni 13 8 9
Pb 5 15 6
Sn 232 130 173
Sr 126 46 79
W 2167 2287 2593
Y 33 36 42
Zn 39 78 63
Zr 23 32 29
Co 20 21 17
Cr 26 18 17
La 21 9 22
V 85 48 38
Abbildung 59. Durchschnittselementgehalte Erzkörper II: Ungewichtete
Mittelwerte. Hauptelemente in
Gew.-%, Spurenelemente in ppm. Meterangaben =
Teufe unter Geländeoberkante, in der die Bohrung
den Erzkörper anfährt.
zeitiger Abnahme fast aller anderen Hauptelemente) bemerkbar.
Bei den Elementen W, Mo, As und Y nehmen die Gehalte mit der
Teufe zu, während die restlichen Spurenelemente wiederum vertikal
eine bimodale Verteilung im Erzkörper zeigen. Dies wird deutlich
aus der Zusammenstellung der durchschnittlichen Elementgehalte
aus den drei Bohrungen GAH l, GAH 5 und GAH 6 in Abb. 59.
Die durchschnittliche chemische Zusammensetzung des Erzkörpers
III aus den Bohrungen GAH 5 und GAH 6 ist der Abb. 60 zu entnehmen.
Der Erzkörper III ist am geringmächtigsten. Hier deutet
sich zwar wieder die oben beschriebene Verskarnungstendenz an
91

Erzkörper III
.GAH 6 GAH 5
( 80m) (120m)
Si0 2 45 ..63 44.63
Ti0 2 0.02 0.06
A1 20 3 4.80 7.66
Fe 203 16.55 13.37
MnO 1.17 1.16
MgO 3.95 1.93
Can 23.91 25.44
Na20 0.11 0.14
K20 0.01 0.03
P 20S 0.01 0.01
LOI 2.80 4.56
As 5 27
Cu 47 5
Mo 28 97
Ni 8 9
Pb 30 Il
Sn 133 319
Sr 96 55
W 1995 4629
Y 33 47
Zn 105 54
Zr 26 20
CA 27 15
Cr 10 12
La 9 24
V 23 46
Abbildung 60. Durchschnittselementgehalte Erzkörper III: Ungewichtete
Mittelwerte. Hauptelemente in
Gew.-%, Spurenelemente in ppm. Meterangaben
= Teufe unter Geländeoberkante, in der die
Bohrung den Erzkörper anfährt.
doch ist sie nicht so ausgeprägt. Dagegen ist auch hier die Zunahme
der Elemente W, Mo, As und Y mit der Teufe deutlich erkennbar.
Betrachtet man die horizontale Verteilung der W-Gehalte innerhalb
des Erzkörpers II, so ist ein zyklisches Verhalten deutlich bemerkbar
(siehe Abb. 61). Auf hochvererzte Partien (5-10 m) folgen
immer wieder Bereiche mit W-Gehalten unter 500 ppm. Dieses
Phänomen ist auch aus mehreren anderen Bohrungen, die die
Erzkörper durchteufen, bekannt, so aus GAH 2, GAH 10 und GAH 14.
Zusätzlich läGt sich diese Zyklizität auch nach im dm-Bereich
92

s
ERZKÖRPER II
N
Abbildung 61. W-Verteilung im Erzköper II: MaOstab 1:750,
l mm = 0.1 % W. N-S-Profil bei 100 W des
lokalen Koordinatennetzes. Siehe auch die
Anlagen 5 und 6 .
wiederfinden. Vergleicht man die bestimmten W-Konzentrationen
mit der Petrographie der Skarne, so fällt eine Bindung der erhöhten
Gehalte besonders an granatreiche Partien auf. Diese Bindung
ist schon im vorhergegangene Kapitel beschrieben worden, und
zwar bei der Deutung der durchschnittlichen Elementgehalte der
Grun- bzw. Granatskarne.
93

S
SOm
100m
400N /oSON SOON
I
I I I.
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•
fl
I • I
I
I I
-
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I ,I I
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\ I I
\ I I I
\ I I I
.\ I I I
I-I .~
I I • •
I I I I
I I
ERZKÖRPER I \
I
I
N
Abbildung 62. W-Verteilung in den drei Erzkörpern entlang
eines N-S-Profils: Schematische Darstellung
der W-Verteilung. Die GröOe der Kreise verdeutlicht
die relativen W-Gehalte untereinander.
Die Pfeile kennzeichnen die Richtungen
der gröOten Zunahme der W-Gehalte. MaOstab
1:1000.
Die vertikale Verteilung des Wolframs in den Erzkörpern zeigt
Abb. 62. Hier ist schematisch die Zunahme der W-Gehalte mit der
Teufe dargestellt. Besonders deutlich wird dies bei den
Erzkörpern I und III, wo die Gehalte von unter 1500 ppm auf uber
94

W
E
1S0W 100W sow ow
/ /
ERZKÖRPER I
/
/
/ I /
SKARN I SKARN LEPTIT
\
I
/
/
/'
/ -:
/ /
/ ,/
/ /"
SO m / /
,/
/'
/ »:
/"
/'
/'
/
Abbildung 63.
W-Verteilung im Erzkörper lentlang eines E-W­
Profils: Schematische Darstellung der Form
des Erzkörpers und der Richtung der grö~ten
Zunahme des W-Gehaltes (Pfeil). Lage des Profils:
425 N des lokalen Koordinatennetzes.
Ma~stab 1:1000.
4500 ppm Wansteigen. Die genauen Werte sind den Zusammenstellungen
in den Abb. 58, 59 und 60 zu entnehmen. Die Pfeile veranschaulichen
diesen Trend und zeigen au~erdem, da~ gleichzeitig
mit der Zunahme der W-Gehalte mit der Teufe auch eine Zunahme
nach Norden einhergeht.
Bis jetzt sind die Erzkörper immer nur an Hand eines N-S-Profiles
beschrieben worden. Hier soll jetzt noch kurz auf die Form der
Vererzungen in zwei W-E-Profilen eingegangen werden. Das erste
Profil (Abb. 63), gelegen bei 425 N des lokalen
Koordinatensystems in der geologischen Detailkarte der Lagerstätte
(Anlage 5) zeigt deutlich, da~ der Erzkörper I nach Westen
abtaucht und mit der Teufe ausdunnt. In Abb. 63 verdeutlicht der
Pfeil schematisch die Richtung des Anstiegs der W-Gehalte im
Erzkörper mit der Teufe.
Beim Profil durch den Erzkörper II (W-E-Profil bei 475 N des lokalen
Koordinatennetzes) zeigt sich ein etwas komplexeres Bild.
Der Erzkörper ist bis in ca. 100 m Teufe gleichbleibend mächtig
und dunnt erst ab dort mit zunehmender Teufe nach Westen aus.
95

W
15 0""' 10 OW 50W O,,",
E
SKARN
I
I
I
I
I
SKARN
ERZKÖRPER
\ I
\ I
SOm \ I
\ I
\ I
\ I
100m /
I
J
/
I
I
Il
/
/
/
/
I
I
/
I
I
I
I
/
/
LEPTIT
Abbildung 64. W-Verteilung im Erzkärper II entlang eines E­
W-Profils: Schematische Darstellung der form
des Erzkärpers und der Richtung der grä~ten
Zunahme des W-Gehaltes (Pfeil). Lage des Profils:
475 N des lokalen Koordinatennetzes.
Ma13stab 1:1000.
Die Zunahme der W-Gehalte ist in Abb. 64 mit dem Pfeil dargestellt
.
Zusammenfassend lä~t
sich zu den Erzkärpern folgendes sagen
l . Bei den Erzkärpern handelt es sich um unterschiedlich mächtige
Linsen, die nach Westen abtauchen und ausdunnen.
2. Innerhalb der vererzten Bereiche nimmt der Granat-Anteil
nach Suden zu.
96

3. Von N nach S nehmen Si, Mg und fe in ihren Gehalten ab, während
Ti, Al und Ca zunehmen.
4. Der Grad der Verskarnung wird mit der Teufe geringer.
5. Es besteht bei einigen Spurenelementen eine vertikalbimodale
Verteilung in den einzelnen Erzkörpern.
6. Die Elemente W, Mo, As und Y nehmen mit der Teufe zu.
7. Die W-Gehalte steigen mit der Teufe nach Westen an.
8.2.4 Geochemische Untersuchungen der Nebengesteine sus der
Bohrung GAH 5
Eine der wichtigsten fragen zur Beurteilung einer Lagerstätte ist
die frage nach dem Erzbringer. Um feststellen zu können, Db es
sich bei den vererzenden Lösungen um Mobilisate aus dem Nebengestein
handelt, wurde die Bohrung GAH 5 systematisch beprobt.
Hierbei fanden in erster Linie die ehemals vulkanischen Gesteine
sowie Skarne und einige Pegmatite BerUcksichtigung.
Abbildung 65. Verteilung der Leptit-Varietäten in der Bohrung
GAH 5: Verkleinerte Fassung der Anlage 6
MaOstab 1:2000. Na = Natrium-extremer Leptit;
K = Kalium-extremer Leptit; A = Alkaliintermediärer
Leptit. Signaturen siehe Anlage6.
Betrachtet man den Chemismus der Leptite in dieser Bohrung, dann
fällt auf, daO im Umfeld der Erzkörper immer nur Na-extreme
Leptite (Natron-Leptite) vorkommen (Abb. 65). In einiger Entfer­
97

nung von den Erzkörpern tritt ein schmaler Bereich von K-extremen
Leptiten (Kali-Leptite) auf. Ähnliches war auch an der Hällsjö­
Gruva zu beobachten (vergl. Abb. 8). Verfolgt man in der Bohrung
GAH 5 die ermittelten K-Gehalte weiter nach N, so ist eine stete
Abnahme der Gehalte feststellbar (bis auf 0.14 Gew.-% K). Diese
Tendenz, die Verarmung der'Leptite an Kalium, ist auch schon aus
der Scheelitlagerstätte Sandudden (LKAB PROSPEKTERING AB, 1979)
bekannt. Dieses Ergebnis sollte m.E. nicht in direkten Zusammenhang
gebracht werden mit der Scheelit-Genese, sondern vielmehr
mit der Karbonatfällung in den Bereichen einer vulkanischen
Folge, in denen Na-extreme Leptite entstehen (siehe hierzu Kap.
6.1 und auch das folgende Kapitel 8.2.5). Diese Karbonate und
ihre Umwandlungsprodukte, die Skarne, bieten allerdings die
Voraussetzungen zur Scheelit-Genese in ökonomisch bedeutendem
Rahmen.
Die Hauptelemente sollen hier auf Grund ihrer zum Teil se hr hohen
Mobilität nicht weiter betrachtet werden. Die Variationen der
Spurenelemente entlang der Bohrung sind in der Anlage 7 dar gestellt.
Der Ubersichtlichkeit halber wurden die einzelnen Probenpunkte
miteinander verbunden.
Aus der Aufnahme des Bohrkernes ist an mehreren Stellen eine,
wenn auch nur geringfugige, Scheelitfuhrung in den Leptiten bekannt,
so in den Teufenbereichen 11-30 m, 60-67 m, 70-73 m und
79-83 m. Auffällig ist jeweils die relative Nähe dieser
"Mineralisationen" zu Amphiboliten bzw. amphibolitreichen Partien
(siehe Anlage 6). So wurde bei der amphibolitischen Probe 8306
(siehe Tab. 6), bei der makroskopisch kein Scheelit festzustellen
war, ein W-Gehalt von 74 ppm bestimmt. Dies ist insofern interessant,
da nach Wiendl (1968) die sa uren Gesteine in der Regel
höhere W-Werte aufweisen als die basischen (siehe Abb. 66).
GESTEIN ZAHL DER PROBEN W(ppm)
Dunit 13 0.46
Gabbro 7 0.53
Basalt 17 1.17
Diorit 13 1.30
Andesit 2 1.10
Granodiorit 3 2.66
Rhyolith l 2.40
Granit 117 1.55
Abbildung 66. Durchschnittliche W-Gehalte magmatischer Gesteine:
Angaben nach WIENDL (1968). W­
Gehalte entsprechen dem gewogenen Mittel der
Proben.
Nimmt man einen mengenmä8ig bedeutenden W-Transport von den ehemals
vulkanischen Gesteinen in Richtung auf die primären Kalke
bzw. Skarne an, so mU8te dies bei einigen Spurenelementen erkennbar
sein. Aus Faktoranalysen (SPSS-X-Unterprogramm "Faktor",
Typ PAl, Rotation "Equimax") sind Elementgruppen bekannt,
98

W Mn As Mo Sn y
W 1.000 0.671 0.869 0.963 0.652 0.750
Mn 0.671 1.000 0.481 0.577 0.748 0.808
As 0.869 0.481 1.000 0.828 0.769 0.714
Mo 0.963 0.577 0.828 1.000 0.558 0.647
Sn 0.652 0.748 . 0.769 0.558 1.000 0.832
Y 0.750 0.808 0.714 0.647 0.832 1.000
Abbildung 67. Korrelationskoeffizienten: Berechnung nach
einem SPSS-X-Lauf, Unterprogramm "Faktor".
Proben : siehe Tab. 13-22 im Anhang.
fur die aus den vererzten Skarnen eine deutlich positive Korrelation
untereinander vor handen ist. Zu dieser Gruppe gehören neben
Wolfram noch Molybdän, Arsen, yttrium und mit Einschränkungen
Zinn, Nickel, Blei sowie Zirkonium (Abb. 67). Vergleicht man allerdings
diese Resultate mit der Anlage 7, so zeigt sich deutlich,
da8 sowohl fur obengenannte Elemente als auch fur alle
anderen Spurenelemente keinerlei gerichtete Elementverteilung von
den Leptiten und Amphiboliten zu den Karbonaten bzw. Skarnen existiert;
ein Ergebnis, das bei der Diskussion der Lagerstättengenese
noch gedeutet werden soll.
Betrachtet man dagegen nur die Skarnkörper, so fällt eine Zunahme
der Gehalte an y, Mo, Ni, Cr, Ti, Zr und V in Richtung suf die
vererzten Bereiche auf.
Untersuchung der drei Pegmatit-Proben aus dieser Bohrung ergab,
da8 die Pegmatite teilweise se hr hohe Bi-, Cu-, Nb-, Ta-, Pb- und
Y-Gehalte aufweisen. Sie zeigen aber keinen Bezug zu den Elementgruppen,
fur die in den Skarnen positive Korrelationen ermittelt
worden sind.
Die Ergebnisse lassen sich wie folgt zusammenfsssen :
l. Die Leptite fuhren vereinzeit makroskopisch erkennbar
Scheelit in se hr untergeordneten Mengen.
2. Die Scheelitfuhrung in den Leptiten liegt immer in der Nähe
solcher amphibolitischer Gesteine, die ihrerseits durch
leicht erhöhte Wolfram-Gehalte auffallen.
3. Eine auf die vererzten Bereiche gerichtete Verteilung der
Spurenelemente, die auf einen Materialtrsnsport schlie8en
lä8t, ist in den LeptitEil und Amphiboliten nicht feststellbar,
dagegen existiert sie bei den Skarnen fur die Elemente
y, Mo, Ni, Cr, Ti, Zr und V.
4. Die Pegmatite aus dieser Bohrung zeigen wenig Bezug zu den
Skarnen der Erzkörper.
99

8.2.5 lagerstättengenese
Zur Herkunft des Wolframs in dem Schee1it-Vorkommen von
Gussarvshyttan sind vier Deutungsmode11e mög1ich, wovon drei auf
der Mobilisation von Wolfram aus den ehemaligen Vulkaniten basieren,
während das Vierte die Vererzung auf hydrothermale Lösungen
oder pneumatolytische Gase aus intrusiven Graniten zurUckfUhrt.
8.2.5.1 Transportfor.en des Wo1frams
Bevor auf die vier Modelie eingegangen wird, sollen verschiedene
mögliche Transportformen des Wolframs vorgestelit werden.
Wolfram bildet verschiedene, geochemisch se hr mobile und leicht
wasserlösliche Verbindungen, sowohl im sauren als auch im neutralen
und basischen Milieu. FUr sehr viele Scheelitvorkommen
Bergslagens nimmt man einen W-Transport in Form von Halogeniden
(vor allem Fluoriden und Chioriden) an, begrUndet in erster Linie
durch hohe F1uorit-Gehalte in den Skarnen (HUBNER, 1971;
LINDROTH, 1922; OHLSSON, 1979, 1980; LKAB 1973, 1977, 1978, 1979,
1981). Da in Gussarvshyttan aber keinerlei Fluorit nachzuweisen
war, scheidet ein Transport in dieser Form aus. BRYZGALIN (1958,
1960) nimmt als Alternativen einen W-Transfer in Form von
Heteropolysilikaten oder von leicht wasseriöslichen Alkali­
Wolframaten an.
Der Transport als Wolframat ist gebunden an basische Lösungen.
Bei den Wolframaten handelt es sich in erster Linie um Na 2W04 •
Im Kontakt zu Ca-Ionen-liefernden Gesteinen (Marmore, Skarne)
kommt es zu einem Kationen-Austausch Na Ca, wobei sich an den
pH-Bedingungen nichts ändert; das Milieu bleibt basisch. Eine
Begleiterscheinung dieses Prozesses ist die Albitisierung eventuell
vorhandener Plagioklase, sowie die Uralitisierung von
Pyroxenen.
Der Transport von Wolfram im sauren Milieu erfolgt als
Heteropolysi1ikate bzw. Heteropolysäuren. WIENDL (1968) nennt
folgende wichtige Heteropolysäuren des Wolframs :
GUNDLACH & THORMANN (1960) konnten zeigen, daB bei pH-Werten

die zur Fällung der W-Erze (FeW0 4 , MnW0 4 und CaW0 4
) ausreicht.
Diese Neutralisation kann in der Natur stattfinden, wenn die aufsteigenden
sa uren Lösungen Gelegenheit haben, mit alkalischen Lösungen
oder mit Kalken oder anderen Nebengesteinen in Reaktion
zu treten; ..." (GUNDLACH & THORMANN, 1960, S. 27). "In reaction
with limestone the tungsten-bearing solutions were effectively
neutralized even if they had a very initial pH and ...",
(BRYZGALIN, 1960, s. 629).
Laborversuche ergaben fUr W-Minerale in Abhängigkeit von der
Wasserstoffionenkonzentration die Ausfällungsreihenfolge
FeW0 4 pH 5.9
MnW0 4
pH 6.7
CaW0 4
pH 7.3
Zusammenfassend kann man sagen, daB Scheelit-Bildung nur unter
basischen Bedingungen möglich ist; saure Transportlösungen bedUrfen
einer Neutralisation, wobei Kalke sehr viel geeigneter sind,
als Ca-Plagioklase.
8.2.5.2 Hodelle fur die Scheelitgenese in Gussarvshyttan
Nachdem die möglichen Transportmedien des Wolframs vorgestelit
worden sind, sollen nun seine Herkunft sowie die Scheelit-Genese
diskutiert werden. So gibt es verschiedene Hinweise suf eine
Mobilisation von Wolfram aus den Leptiten und Metsbasiten. Es
sind immer wieder in diesen Gesteinen Nester von Scheelit­
Kristallen zu finden. Ihre Positionen können dem N-S-Profil in
Anlage 6 entnommen werden (Punkte entlang den Bohrungen). Eine
Erklärung fUr solche Vorkommen mag sein, dsB in Bereichen der
Vulkanite mit primär erhöhten W-Gehalten das Wolfram mit
zirkulierenden Lösungen, angereichert an freien ungebundenen Calonen,
reagierte. Solche Lösungen entstehen beispielsweise bei
der K-Metasomatose.
STUDENIKOVA & PAVLENKO (1960) beobachteten im Kaukasus, daB
Wolfram oft aus den Gesteinen weggefUhrt werden kann, die einer
Na-Metasomatose unterlagen. Bei K-metasomatisch umgewandelten
Gesteinen war eine solche Mobilisierung dagegen dort nicht zu beobachten.
Somit ist eine Scheelit-Entstehung in den Leptiten
dann möglich, wenn in gröBeren Tiefen bei erhöhten Temperaturen
durch Na-Metasomatose K und Waus dem Gestein weggefUhrt werden
und diese Lösungen in oberflächennahen kälteren Bereichen der
vulkanischen Folge eine K-Metasomatose bewirken. Die dabei freiwerdenden
Ca-Ionen können dann mit Wzu CaW0 4 reagieren. Wolfram
wird bei dieser Form der Mobilisation in erster Linie als Na 2W0 4
transportiert , da diese Verbindung in wässrigen Lösungsmitteln
gut löslich ist und man auBerdem davon ausgehen kann, daB nicht
alle Na-Ionen aus dem zirkulierenden Meerwasser bei der Na­
Metasomatose verbraucht worden sind und deshalb zur
101

Na 2W04-Bildung
zur VerfUgung stehen. fUr die Paragenese Albit­
Scheelit gibt es als dritte Variante die Scheelit-Entstehung entsprechend
der Umsetzungsreaktion :
Verglichen mit den Skarnen ist die Scheelit-fUhrung in den
Leptiten und Metabasiten vernachlässigbar gering. In den Skarnen
ist eine frUh gebildete Scheelit-Generation aufgefallen, die m.E.
vor der Verskarnung gebildet worden ist. Diese Scheelite können
ebenfalls als Produkt der Reaktion W-angereicherter Lösungen mit
Ca-Ionen angesehen werden. Hierzu wird bei der Na-Metasomatose
freigesetzes, als Na ZW0 4 transportiertes Wolfram dur ch Reaktion
mit den Kalken zu CaW0 4
umgebildet. Ein Nebenprodukt dieser Reaktion
ist relativ saurer Plagioklas, der vereinzeit in den
Marmoren zu finden ist.
Neben der synsedimentären bis frUhdiagenetischen Vererzung kann
es auch zur W-Mobilisation infolge der Regionalmetamorphose gekommen
sein. Uber das Verhalten von Wolfram unter metamorphen
Bedingungen ist wenig bekannt. Aus Untersuchungen in Colorado
(USA) weiB man, daB Wolfram bei erhöhten Drucken und Temperaturen
Uber relativ weite Strecken transportiert werden kann (WEDEPOHL,
1978). lnwieweit ein solcher Transport auch fUr dieses Vorkommen
zutrifft, lieB sich bisher nicht feststellen.
Sowohl die Scheelit-fUhrung in den Leptiten als auch die erste
Scheelit-Generation in den Skarnen haben wirtschaftlich keinerlei
Bedeutung. Betrachtet man die durchschnittlichen W-Gehalte der
wichtigsten magmatischen Gesteine in Abb. 66, so erkennt man, daB
die Mobilisierung von Wolfram aus solchen Gesteinen nicht zur
Entstehung bedeutender Scheelit-Lagerstätten ausreicht. Bei
einem durchschnittlichen W-Gehalt von 2151 ppm und einem angenommenes
spez. Gewicht von 3.44 g/cm 3 ergibt sich fUr die Skarne von
Gussarvshyttan ein W-Ionen-Gehalt von 7.38 mg/cm 3 • Will man dies
ausschlieBlich aus den Vulkaniten mobilisiert beziehen, so benötigt
man pro Kubikzentimeter vererzten Skarns 1182 cm 3 Rhyolith
(spez. Gew.: 2.60 g/cm 3 , W-Gehalt : 2.4 ppm), was einem WUrfel
mit einer Kanteniänge von 10.57 cm entspricht. Vereinfacht gesagt,
mUBte das Einzugsgebiet fast 1200 mal so groB sein, wie der
Rauminhalt der Erzkörper. Dies gilt aber nur unter der Voraussetzung,
daB die gesamten Vulkanite des Einzugsgebietes Nametasomatisch
umgewandelt wurden und sämtliches Wolfram
weggefUhrt worden ist.
Neben diesem räumlichen Problem gibt es auch transporttechnische
Schwierigkeiten. W-haltige Lösungen sind empfindlich gegen p-Tsowie
pH-Schwankungen, so daB ein Transport Uber sehr groBe Entfernungen
nicht möglich ist. Die GröBe des benötigten Einzugsgebietes
erfordert aber gerade weite Transportwege. Aus diesem
Grund scheidet die Mobilisation als einzig vererzender Vorgang
aus. AuBerdem reicht die Transportkapazität von Na in
2W0 4
wässrigen Lösungen nicht aus, um die benötigten Mengen Wolfram
heranzuschaffen.
102

Neben den bis jetzt vorgesteliten Modellen einer frUhorogenen
Vererzung der Karbonate gibt es die Möglichkeit der Vererzung und
Verskarnung der Kalke dur ch hochtemperierte und -fluide
granitische Restlösungen. Diese werden in Mittelschweden immer
wieder in Zusammenhang gebracht mit den sog. JUngeren Graniten
("Yngre Granit"): "Most ,of them occur adjacent to late
Svecokarelian granites (Snöan, Elgfallet, Kolheden, Högfors,
Skommarberget) or pegmatite veins (Laggarudden, Hörken)",
(OHLSSON, 1979, S. 1014).
Solch eine Lagerstättenentstehung wird als kontaktpneumatolytisch
bzw. kontaktmetasomatisch bezeichnet. Kontaktpneumatolyse ist
ein Vorgang, den man auch fUr die Skarnbildung, als das Entstehen
von Ca-, Mg-, fe-Silikaten, verantwortlich macht (WIENDL, 1968).
Die sauren und aggressiven Restlösungen kommen in Reaktion mit
den Karbonaten, wobei gleichzeitig ein Stofftransport groBer Mengen
von Si, fe, Al, Mn, 55owie einer groBen Anzahl Schwermetalle
ins karbonatische Nebengestein stattfinden kann. Meistens handelt
es sich um exogene Kontaktpneumatolyse, da nur ein einseitig
auf den Kalk gerichteter Stofftransport vorhanden ist. Die Bildungstemperaturen
solcher Lagerstätten liegen im Bereich von
700°-400°C (WIENDL,1968). Ein oft beobachtetes Phänomen ist der
spätere Nachschub von Quarz in solche Lagerstätten, was die
zweite Quarz-Generation in dem Scheelitvorkommen von
Gussarvshyttan erklärt.
Die pneumatolytischen Restlösungen haben zu Beginn der
Kontaktpneumatolyse extrem niedrige pH-Werte; im Verlauf der Umwandlungs-
und Zersetzungsprozesse ändern sie ihren Charakter und
werden zunehmend basischer, bis sie schlieBlich leicht alkalisch
sind. Erst dies sind Bedingungen, unter denen Scheelit gebildet
werden kann. Ein oft angenommener W-Transport dur ch
Halogenverbindungen (Wf , 6
WCl) scheidet fUr die Scheelit­
Lagerstätte von Gussarvshyttan a~s, da beispielsweise keinerlei
fluorit , der bei der Ausscheidung von Scheelit aus fluorhaltigen
Lösungen entsteht, zu finden war. Es ist hier vielmehr ein
Transport in form von Heteropolysäuren zu erwarten, die unter
sauren Lösungsbedingungen bis weit in den hydrothermalen Bereich
beständig sind.
Verglichen mit den von OHLSSON (1979) genannten Scheelit­
Vorkommen sind die Pegmatite in Gussarvshyttan sehr geringmächtig
und es fehlt ihnen die, in oben genannten Vor kommen teilweise beobachtete
Scheelit-fUhrung. Vergleicht man die
Hauptelementkomposition der Pegmatite aus der Lagerstätte mit Literaturwerten
fUr den spätorogenen Malingsbo-Granit (siehe in
Tab. 22 die als Yg-l und Yg-2 gekennzeichneten Proben), so fallen
starke Ähnlichkeiten auf. Besonders auffällig sind die extrem
niedrigen Ti-Gehalte. Wie bereits frUher erwähnt, treten bei einigen
Pegmatit-Proben erhöhte Spurenelementgehalte auf, beispielsweise
402 ppm Bi in der Probe 8134 und 147 ppm Ta bei Probe
8102 (Tab. 23). Solch hohe Gehalte an Schwermetallen können damit
erklärt werden, daB verskarnende und vererzende Lösungen bei
der Intrusion der Pegmatite mittransportiert worden sind. HierfUr
sprechen auch die mit 61 ppm auBergewöhnlich erhöhten
Wolframgehalte.
103

Karbonat
CoO. MgO. F.10l.IMnOl IG• ..,·%) CD O. "'gO. Ft 10l.
(l'1 nOl IG• ..,.%)
10 20 30 40 ~O 10 20 30 40 50
30 30
GRUNSKARN
GRANATSKARN
~.
" ~.. 50
~
!:!
0­
iiị
o: 60
c
40 40
\::~~"
70 70
80
\ T5
\kTS
kt5 80 ktS '\
" "
Abbi1dung 68. Vektor-Diagramm: Diagramm-Entwurf nach LEGLER
& BAUMANN (1983) DUnne Pfei1e = Proben aus dem
Schee1itvorkommen von Gussarvshyttan, dicke
Pfei1e = Referenzproben (siehe auch Text) .
LEGLER & BAUMANN (1983) behande1n die Fragen der Skarngenese und
deren Beziehung zur Vererzung. Sie gehen davon aus, daB es zwei
verschiedene Mög1ichkeiten der Skarnbildung gibt, eine
regiona1metamorphe und eine kontaktmetamorphe (-metasomatische).
Sie weisen darauf hin ~ daB die chemische Zusammensetzung von
metasomatisch umgewande1ten und metamorphisierten sedimentären
Skarnedukten ähn1ich ist . Zur Unterscheidung verwenden sie das
104

in Abb. 68 dargestelite Vektordiagramm, das auf der Gegenuberstellung
von SiOz+Al z03 und CaO+MgO+Fe z03(+MnO)
in Prozent (siehe
kleines Diagramm) basiert. Die Richtungen der Vektoren geben an,
ob es sich um regionalmetamorph (senkrechte Pfeile) oder
kontaktmetasomatisch (waagerechte Pfeile) gebi1dete Skarne hande1t.
Zum Verg1eich sind mit den dicken Pfei1en theoretisch errechnete
und natur1iche metamorphe Karbonat-Sand-Ton-Gemische mit
eingetragen worden. Regiona1metamorphe Skarne zeichnen sich nach
LEGLER & BAUMANN (1983) durch hohe SiOz- und A1 20)-Geha1te, aber
niedrige CaO- und Fe 20)-Werte aus. Die dunner gezeichneten
Vektoren der Skarne von Gussarvshyttan zeigen durch ihren relativ
waagerechten Verlauf, daB die Skarne das Produkt einer
Kontaktmetasomatose und nicht einer Regiona1metamorphose sind.
Fur dieses Ergebnis sprechen auch die Resu1tate der eigenen
Granatbestimmungen. Die Granate wurden als Grossu1ar-Andradit
mit nur untergeordneter Almandin-Komponente bestimmt. HÖSEL
(1971) weist darauf hin, daB sich hochtemperatur-metasomatische
Skarne, die keiner Regiona1metamorphose ausgesetzt gewesen sind,
durch Granate der Grossulat-Andradit-Reihe auszeichnen, während
regiona1metamorphe Skarne Granate der Grossular-A1mandin-Reihe
aufweisen. Das fazieskritische Mineral ist demnach der Almandin,
zu dessen Bildung se hr hohe Drucke benötigt werden, wie sie nach
experimentellen Untersuchungen nur bei der Regionalmetamorphose
erreicht werden. Somit kann man davon ausgehen, daB die
Skarnbildung in Gussarvshyttan nach der Regionalmetamorphose erfo1gt
ist, also spätorogen. Bei einer fruhorogenen Verskarnung
wären die Granate während der Regiona1metamorphose vollständig in
Almandin umgewande1t worden; ein Ergebnis, das HÖSEL (1971) bei
Skarnuntersuchungen im Erzgebirge zeigen konnte. Wie bereits bei
der mikroskopischen Bearbeitung der Skarne gesagt, ist die zweite
und mengenmäBig bedeutendere Schee1it-Generation etwas später gebildet
worden als die Skarn-Minerale Granat und Pyroxen. Dies
bedeutet, daB die Scheelitvererzung syngenetisch mit der
Verskarnung erfolgt ist, wahrscheinlich in einem späten Stadium
der Kontaktmetasomatose. Diese kurze zeitiiche Verschiebung zwischen
der Verskarnung und der Vererzung beschreibt auch WIENOL
(1968).
8.3 HÄLLSJÖ-GRUVA
8.3.1 Allgemeine Beschreibung der Lsgerstätte
Die ehemalige Eisenerzmine Hällsjö-Gruva liegt ca. 3 km sudlich
von Rankhyttan am S-Ufer des Hällsjön. Der genaue Zeitpunkt des
Beginns des Erzabbaus war nicht zu erfahren, doch sind im
Schacht, nur wenige Meter unterhalb der Geländeoberfläche, Anzeichen
fur einen Abbau durch "Feuersetzen" zu erkennen (Abb. 69).
Diese Abbaumethode wurde hauptsächlich im Mittelalter angewandt,
und zwar in Ermangelung von Sprengstoffen. Erste Angaben uber
Fördermengen liegen fur den Zeitraum von 1873-1877 sowie
105

Abbildung 69. "Feuersetzen": Mittelalterliche Abbauweise,
gefunden in der Hällsjö-Gruva, ca. 5 munter
Geländeoberkante.
1894-1894 vor (GEIJER & MAGNUSSON 1944); in dieser Zeit wurden
3450 t sowie 2463 t Erz abgebaut. Wann die Förderung eingestel1t
worden ist, war ebenfalls nicht zu erfahren. 1958 wurden erste
Gespräche Uber eine Wiedereröffnung gefUhrt; der Abbau begann
dann Anfang der sechziger Jahre; er wurde aber nach einigen
Jahren endgultig eingestellt. Insgesamt soll Hällsjö-Gruva ca.
60000 t Erz geliefert haben (SIND 1983). Der Erzabbau in
Hä11sjö-Gruva erfolgte Uber 5 verschiedene Schächte von unterschiedlicher
Teufe, wovon der tiefste, Springagruva, bis auf 70 m
Endteufe niedergebracht worden ist.
Hällsjö-Gruva liegt im Grenzbereich zwischen dem Urgranit und Gesteinen
der Leptit-Serie. Beide Gesteine sind in der Grube angefahren.
Nahe des Hauptschachtes ist ein Gang des rotbraunen
Gustafsparphyres aufgesch1ossen. Amphibolitische Gesteine und
granatreiche Skarne treten in
Form schmaler Linsen auf. Die Vererzung ist auf diese Linsen beschränkt.
Das Haupterzmineral Magnetit kommt, teilweise nur von
Amphibolschlieren verunreinigt, sehr rein vor. Solch ein Erz
wird auch als "Svartmalm" (Schwedisch: svart = schwarz, malm =
Erz) bezeichnet, ein alter schwedischer Bergmannsausdruck fUr ein
dunke1grUnes bis schwarzes Amphibol-Magnetit-Erz. In peripheren
Tei1en der Erzkörper sind auch vereinzeit unbedeutende Mengen
Pyrit und Chalkopyrit zu finden. Scheelit tritt unregelmäuig
verteilt, mit teilweise bis zu 1.5 cm gro8en Kristallen in
granatreichen Skarnen und Quarzgängen auf. Insgesamt ist die
Scheelitvererzung gering.
106

Abbildung 69. "feuersetzen": Mittelalteriiche
gefunden in der Hällsjö-Gruva, ca.
Geländeoberkante.
Abbauweise,
5 munter
1894-1894 vor (GEIJER & MAGNUSSON 1944); in dieser Zeit wurden
3450 t sowie 2463 t Erz abgebaut. Wann die förderung eingestellt
worden ist, war ebenfalls nicht zu erfahren. 1958 wurden erste
Gespräche Uber eine Wiedereröffnung gefUhrt; der Abbau begann
dann Anfang der sechziger Jahre; er wurde aber nach einigen
Jahren endgultig eingestellt. Insgesamt 5011 Hällsjö-Gruva ca.
60000 t Erz geliefert haben (SIND 1983). Der Erzabbau in
Hällsjö-Gruva erfolgte Uber 5 verschiedene Schächte von unterschiedlicher
Teufe, wovon der tiefste, Springagruva, bis auf 70 m
Endteufe niedergebracht worden ist.
Hällsjö-Gruva liegt im Grenzbereich zwischen dem Urgranit und Gesteinen
der Leptit-Serie. Beide Gesteine sind in der Grube angefahren.
Nahe des Hauptschachtes ist ein Gang des rotbraunen
Gustafsparphyres aufgeschlossen. Amphibolitische Gesteine und
granatreiche Skarne treten in
form schmaler Linsen auf. Die Vererzung ist suf diese Linsen beschränkt.
Das Haupterzmineral Magnetit kommt, teilweise nur von
Amphibolschlieren verunreinigt, sehr rein vor. Solch ein Erz
wird auch als "Svartma1m" (Schwedisch: svart = schwarz, malm =
Erz) bezeichnet, ein alter schwedischer Bergmannsausdruck fur ein
dunke1grunes bis schwarzes Amphibol-Msgnetit-Erz. In peripheren
Tei1en der Erzkörper sind auch vereinze1t unbedeutende Mengen
Pyrit und Chalkopyrit zu finden. Schee1it tritt unregelmäuig
verteilt, mit teilweise bis zu 1.5 cm groBen Kristallen in
granatreichen Skarnen und Quarzgängen auf. Insgesamt ist die
Scheelitvererzung gering.
106

Erzanlysen Hällsjö-Gruva
I II III
Si0 2 (%) 38.60 39.90 11.03
Ti0 2 0.14 0.08
A1 2O) 7.97 4.99 2.19
fe203 21.00 23.40 54.18
feO 2.11 4.10 26.63
MnO 1.33 2.16 0.39
MgO 1.50 0.54 1.97
CaO 27.10 24.60 3.85
Na 20 0.05 0.02
K 20
0.01 0.03
PzOs 0.02 0.01 0.01
LOI 0.60
Summe 100.43 99.84 100.25
W (ppm)

Gehalt. Wie bereits aus dem Wolfram-Vorkommen von Gussarvshyttan
beschrieben, ist auch in diesem Gebiet ein Ubergang von
K-extremen Leptiten im S zu Na-extremen Formen im N feststellbar,
also ein Ubergang von rhyolithischer zu dazitischer Zusammensetzung.
Die petrographische und geochemische Zusammensetzung der
Leptite (K 38a, K 37) ist den Tab. l und 2 sowie den Abb. 11-13
zu entnehmen.
Die in der Grube aufgeschlossenen Urgranite sind dem Typ III
(siehe Kap. 5.2.2) zuzuordnen. Sie haben den höchsten
Quarzgehalt aller untersuchten Urgranit-Proben. Sowohl nach den
aus den geochemischen Analysen berechneten Normmineralien
(MESO-NORM) als auch nach der Auswertung der DUnnschliffe, ist
der Urgranit ins Monzogranit-Feld des STRECKEISEN-DIAGRAMMES
(Abb. 18) einzuordnen.
Aus der Literatur (GEIJER & MAGNUSSON 1944) liegt eine Analyse
der Eisenerze aus der Hällsjö-Gruva aus dem Jahre 1901 vor. Die
petrographische Zusammensetzung dieser Probe ist allerdings unbekannt.
Zwei weitere Proben wurden von LKAB 1983 fUr diese Arbeit
analysiertj hierbei handelte es sich um Granat-Diopsid-Skarne,
wovon eine Probe scheelit-fUhrend war und eine Probe
scheelitfrei. Die Ergebnisse aller drei Proben sind in Abb. 70
zusammengefaOt.
8.4 SCHURFE AM HORNBERGET UND SUOLICH PERSBO
Am Hornberget ist in den Metabasiten der Leptit-Metabasit-Serie
vor langer Zeit Erz abgebaut worden. Ein Schurf ist ca. 8 x 6 m
groO und ungefähr 4 m tief. Nach Proben, die aus dem Schurf und
aus den Halden entnommen wurden, handelt es sich bei den Erzen um
Pyrit, Magnetit, Chalkopyrit und untergeordnet um Zinkblende.
Die geochemische Analyse der Erze ergab folgende Elementgehalte
Hornberget Morttjärn Persbo
Fe (%) 13.2 12.0 38.5 2.0
Co 0.006 0.002 0.003 0.001
Cu 1.40 0.850 0.026 0.022
Pb 0.01 0.01

Beim Schurf sUdlich Persbo handelt es sich wiederum um ein t y­
pisches Svartmalm. Auch dieses Vorkommen ist nur sehr klein, ca.
4 x 4 m bei gut J m Teufe. Ähnlich wie in Hällsjö-Gruva ist die
Hauptvererzung in amphibolitischen Gesteinen anzutreffen, doch
sind hier auch die Leptite leicht mit Pyrit und Chalkopyrit sowie
mit etwas Bleiglanz und Zinkblende vererzt. Das Haupterzmineral
ist hier Magnetit. Eine Analyse des Svartmalms ist in der Zusammenstellung
s. 108 zu finden. Erwähnenswert ist hier eine geringe
ScheelitfUhrung in amphibolreichen Skarnen. Die UnterslJchung mit
der UV-Lampe ergab eine se hr unbedeutende ScheelitfUhrung, so daB
von einer W-Analyse abgesehen wurde.
109

9.0 KALKGRUBEN
Von den vier Karbonatvorkommen des Kartiergebietes sind drei
teilweise abgebaut worden, mit Ausnahme ihrer verskarnten Au8enbereiche.
Der Hauptabbau 1iegt nörd1ich des Rödsjön. Hier sind
an mehreren Stellen kleine Abbaue zu finden, die meistens nur wenige
Meter Durchmesser haben und max. 2-3 m tief sind. Der zu
Marmor umkristallisierte Kalk ist hier an Ort und Stelle gebrannt
worden (Abb. 71).
Abbildung 71. Kalkgruben K 55: Brennofen, in dem der abgebaute
Kalk vor Ort gebrannt worden ist.
110

10.0 TEKTONIK
Die Tektonik des Kartiergebietes 5011 im folgenden kurz erläutert
werden. FUr die Urgrahite, die flächenmäOig gröOte Gesteinseinheit,
war es auf Grund sehr guter AufschluOverhältnisse möglich,
Serien-Kluftmessungen in einigen groOen AufschlUssen
durchzufUhren . So wurden an 9 Stellen in den Urgraniten jeweils
mindestens 200 KIUfte eingemessen, die später mit den Rechenprogrammen
GELl II (BEHRENS & SIEHL, 1975) und mit dem Programm zur
Kluftauswertung (SMOLKA, 1984) rechnerisch bearbeitet wurden.
Die Darstellungen der Ergebnisse sind den Abb. 72-76 (Polpunkt­
Diagramme) und der Tektonischen Karte als Anlage 2 (Kluftrosen)
zu entnehmen. Fur die Leptite, Metabasite und Hetamonzodiorite
waren solche Serienmessungen wegen schlechterer AufschluOverhältnisse
nicht möglich; die MeOwerte wurden deshalb einzeln in die
tektonische Karte eingetragen. Da der Asby-Diabas am
Hällsjöberget groOflächig ansteht und da dort die KIUfte se hr gut
ausgebildet sind, wurden auch an dieser Stelle 105 KIUfte eingemessen.
N
Abbildung 72 . Faltenachsen-Diagramm: 54 Faltenachsen, im
Arbeitsgebiet eingemessen. Klasseneinteilung:
1-3 %, 3-6 %, 6-9 %, >9 ~ Besetzungsdichte.
Das Hessen von Faltenachsen (B-Achsen) in den Leptiten und
Metabasiten war wegen widriger AufschluOverhältnisse schwierig.
Aus diesem Grund stehen nur 54 MeOwerte zur Auswertung zur VerfU­
111

gung. Abb. 72 zeigt das Sammeldiagramm dieser Messungen. Es
wird deutlich, daO die B-Achsen steil (55°-90°) nach SUdwesten
einfallen und mit ca. 56° streichen. Besonders im Ubergangsbereich
zwischen Leptiten und Metabasiten wir d die sehr engständige,
teilweise isoklinale Faltung im cm- bis dm-Bereich deutlich
(Abb. 73). Teilweise entsteht der Eindruck, daO es sich um
Schlingentektonik handelt. Zu vergleichbaren Ergebnissen kommen
auch HUSNER (1966) und LUNDQVIST (1979), die beide beim
faltungsstil von "Schlingenbau" sprechen.
Abbildung 73. Aufnahme einer Falte: Isoklinale engständige
Faltung. AufschluO K 69, Leptit-Hetabasit-
Ubergangsbereich.
Das auffallendste tektonische Element ist die KIUftung der Gesteine.
Besonders deutlich wird sie in den groOflächigen AufschlUssen
des Urgranites am Rösasen, am Hällsjöberget und am
Röberget. Aus der Auswertung der dort durchgefUhrten Serienmessungen
(vergl. Abb. 70-72 sowie tektonische Karte) ist erkennbar,
daO vier verschiedene Hauptkluftrichtungen auftreten :
l. Die im Gelände auffälligste Kluftschar streicht NE-SW und
steht fast saiger (Beispiel:152°/88°). Sie läuft parallel zum
generellen Streichen der verschiedenen Strukturen im
Kartiergebiet Man kann diese KIUfte als bc-KIUfte indizieren. Da
die Tuna-Diabas- und Gustafsporphyr-Gänge nahezu gleiches Streichen
aufweisen wie diese Kluftschar, kann man davon ausgehen, daO
diese KIUfte den jUngeren postorogenen Vulkaniten das Aufdringen
erleichterten.
112

2. Ein zweites Kluftsystem streicht NW-SE und und fällt oft
schwach nach Westen ein (Beispiel: 223°/80°). ParalIeI zu dieser
Schar von KIUften verläuft im Arbeitsgebiet der Asby-Diabas.
Legt man orthorhombische Symmetrie zugrunde, lassen sich diese
KIUfte als ab-KIUfte bezei~hnen.
N
Rösb(" "
RösIs," s
N
N
Rösls(" (
HALlSJÖllll(i( T
DI.....S
Abbildung 74. Kluftdiagramme aus den Urgraniten am Rösasen
und aus dem Asby-Diabas am Hällsjöberget:
Rösasen-N: 245 MeOwerte; Rösasen-E: 210 MeOwerte;
Rösasen-S: 210 MeOwerte; Hällsjöberget
(Diabas): 105 MeOwerte. Klasseneinteilung:
1-5 ~t 5-10 ~t 10-15 ~t 15-20 ~t >20 ~
Besetzungsdichte.
113

3. Weitsus seltener läGt sich eine NNW-SSE-streichende Kluftschar
im Gelände beobachten. In den Leptiten tritt sie nur vereinze1t
suf und feh1t in vie1en Urgranit-AufschlGssen gänzlich.
Die Einfallwinkel schwanken zwischen 80° und 90° (Beispiel:
270°/84°). Bei diesen KlGften handelt es sich um hOl-KlGfte.
4. Neben diesen drei Systemen deutet sich ein weiteres an, daG
in den K1uftrosen aber nicht immer eindeutig ansprechbar ist.
N
N
HÄLLSJÖlfllG[T N
HALLSJlilfAG[l f
N
N
HAll SJÖIfIlGET w
HÄLL SJOIfllGET II(
Abbildung 75.
Kluftdiagramme aus den Urgraniten am Hällsjöberget:
Hällsjöberget-N: 200 MeGwerte; Hällsjöberget-W:
245 MeGwerte; Häl1sjöberget-E:
200 MeGwerte; Hällsjöberget-NE: 200 MeGwerte.
Klasseneintei1ung siehe Abb. 74.
114

Diese Klufte streichen NNE-SSW und lassen sich als hOl-Klufte indizieren
(Beispiel: 95°/82°). Zur Unterscheidung beider wird
diese Kluftschar im folgenden als hOl(E)- und die im vorhergegangenen
Abschnitt behandelte Schar als hOl(W)-Kluft bezeichnet.
Die drei detaillierter bearbeiteten Gebiete in den Urgraniten
sollen hier kur z einzeln behandelt werden.
An der SE-Flanke des Rösasen sind drei Aufschlusse (Gröne jeweils
ca. 400 m 2 ) vermessen worden (Abb. 74 sowie tektonische Karte).
Auffällig ist ein leichtes Umschwenken der bc-Klufte Richtung
Norden, eine Bewegung, der die ubrigen Klufte nicht folgen. Im
Norden des Gebietes sind die ab-Klufte kaum ausgeprägt, hkl­
Klufte sind in jedem Aufschlun vereinzeIt zu finden.
Am Hällsjöberget sind in vier Ausschlussen innerhalb der Urgranite
Klufte eingemessen worden. Die Ergebnisse der Auswertung
der Daten sind in der Abb. 75 sowie in der tektonischen Karte
(Anlage 2) dargestelIt. Am Hälljöberget sind anders als in den
beiden anderen Gebieten, die bc-Klufte am häufigsten, sondern die
ab-Richtungen. Sie treten sagar soweit zuruck, da~ die
hOl(W)-Klufte öfter vor kommen als die bc-Klufte. Auch die
hOl(E)-Klufte sind seltener zu finden. Die Kluftrose des Aufschlusses
Hällsjöberget-W unterscheidet sich in ihrer Form von
allen anderen, in erster Linie dur ch die starke Streuung (bis
50°) um die E-W-Richtung. Dies kann man möglicherweise durch
spätere Auflockerung des Gesteinsverbandes und Verstellungen während
der Vergletscherung erklären. Die Flie~richtung des Eises
war in diesem Gebiet ungefähr 150°. Der Hällsjöberget, der auch
N
N
AOIEAClET H
IOIIIGI I S
Abbildung 76. Kluftdiagramme aus den Urgraniten am Röberget:
Röberget-N: 200 Me~werte, Röberget-S: 200 Me~werte.
Klasseneinteilung wie in Abb. 74.
115

heute nach als ausgeprägte Erhebung erkennbar ist, wird dem vordringenden
Eis entgegengestanden haben, was möglicherweise an der
Stirnseite, also im Bereich des Aufschlusses Hällsjöberget-W,
eine Verstellung der Gesteine bewirkt haben kann.
Am Röberget konnten wieder bc-KIUfte am häufigsten eingemessen
werden (Abb. 76 und tektonische Karte als Anlage 2). Auch hier
fällt von S nach N ein Umschwenken der Kluftrichtungen nach N
auf, eine Tendenz, der allerdings auch die ande ren Kluftsysteme
folgen.
Nahe des Gipfels des Hällsjöbergets wurde die KIUftung des Asby­
Diabas näher untersucht (Abb. 74 und tektonische Karte). Hier
sind die ab-KIUfte am verbreitetsten, doch treten auch bc-KIUfte
auf, allerdings nur untergeordnet. Das Auftreten letztgenannter
Kluftsysteme in diesem postarogenen Gestein weist darauf hin, daO
diese svekokarelisch angelegten KIUfte später nachmals aktiviert
worden sind.
Im Kartiergebiet und in den Bohrkernen aus der Wolframlagerstätte
sind immer wieder Breccien- und Mylonit-Zonen zu finden. Diese
Zonen folgen dem allgemeinen Streichen, sie verlaufen also ungefähr
paraliei der Leptit-Urgranit-Grenze. Die Brecciierung ist
verbreitet mit Quarz verheilt. Es ist schwierig, zum Alter
dieser Bewegungszonen Aussagen zu machen; sie sind auf jeden Fall
postarogen, da die Skarne der Lagerstätte, deren Entstehung als
spätorogen bezeichnet werden kann, teilweise vollständig in ihrem
Verband gestört worden sind.
116

11.0 GEOPHYSIKALISCHE HESSUNGEN
Während der Kartierung wur~en an drei Stellen im Kartiergebiet
magnetische Totalfeldmessungen durchgefuhrt, und zwar am
Hällsjöberget (Fläche: 0.168 km 2 ) , an der Hällsjö-Gruva (0.222
km 2 ) sowie nördlich des Hällsjön (0.031 km 2 ) . Die Messungen erfolgten
mit einem tragbaren Protonenmagnetometer (MP-2). Zur
Kompensation der Drift (Gerätedrift, Schwankungen im Hagnetfeld)
muOten jeweils an einer festgelegten Position im MeOgebiet in
30-minutigen Abständen Kontrollmessungen durchgeffuhrt werden,
aus deren Ergebnissen eine Driftkurve erstellt werden konnte.
Wegen der relativ geringen Datenmenge wurde von einer rechnerischen
Bearbeitung der Messungen abgesehen.
Im Bereich des Scheelitvorkommens fuhrte LKAB im Jahre 1981 magnetische
Totalfeldmessungen durch (LKAB PROSPEKTERING AB, 1982).
Ziele der Messungen waren die Festlegung der Grenze Leptit­
Urgranit sowie die Kartierung der Erzkörper. Beides wurde nicht
erreichtj es existieren keine signifikanten Unterschiede zwischen
Leptiten und Urgraniten und die Fuhrung an magnetisierbaren
Erzen, die in der Hällsjö-Gruva eine Verfolgung der
Magnetitvererzung und damit auch des Scheelites erlaubte, war in
Gussarvshyttan verschwindend gering. Deut1ich erkennbar und
kartierbar waren ausschlieOlich die Diabas-Gänge (siehe An1age
3) .
Mit ähnlicher Problemstellung erfolgten zunächst die Vermessung
der Häl1sjö-Gruva, sowie eines 100 m breiten Bereiches ca. 600 m
nordöstlich. Auch hier lieO sich die Grenze nicht fassen, so daO
der schmale Streifen gar nicht kartenmäOig weiter bearbeitet worden
ist . Die Erzzone der Hällsjö-Gruva ist dagegen gut
verfolgbar. Es zeigt sich, daO die Anomalie, die die
magnetitvererzten Skarne erzeugen, räumlich sehr begrenzt ist und
mit ca. 55° streicht. Die räumliche Begrenzung spricht fur ein
se hr steiles Einfallen des Erzkörpers. Die kleinen Anomalien
sudlich der Grube sind möglicherweise auf Diabas-Gänge zuruckzufuhren
(Abb. 77) .
Die Messungen nördlich des Hällsjön wurden durchgefuhrt, um Informationen
uber den weiteren Verlauf des Hetamonzodiorit­
Vorkommens nach E zu erhalten. Es zeigte sich, daO es sehr bald
nach E auskeilt (Abb. 78). Möglicherweise besteht eine, wenn
auch schmale Verbindung zu einem kleinen Vorkommen dieses Gesteines
150 m weiter östlich.
Uber die Lagerungsverhältnisse des Asby-Diabases am Hällsjöberget
lieOen sich im Gelände kaum Erkenntnisse gewinnen. Deshalb wurde
ein 0.168 km 2 groOes Gebiet im Gipfelbereich magnetisch vermessen
(Abb. 79). Auffällig ist eine nahezu bilaterale Symmetrie der
Isanomalen. Hieraus kann man schlieOen, daO der Asby-Diabas sehr
stei1 steht, mit leichtem Einfallen nach W. Der Hauptgang wird
auf seiner W-Seite möglicherweise begleitet von einem oder von
mehreren geringmächtigeren Gängen. Bei den Anomalien am W-Rand
117

HÄLLSJÖ-GRUVA
[nT]
10000
5000
1000
500
400
300
200
100
o
-100
-200
I
SOm
Abbildung 77.
Hagnetische Karte der Hällsjö-Gruva: HeBzeitpunkt:
12., 22. und 23. Hai 1983. Basiswert:
50300 nT, HeBpunktabstand: 20 m, HeBgerät:
HP-02.
des Gebietes kann es sich um Gänge des Tuna-Diabases handeln,
sie ein fur den Asby-Diabas untypisches Streichen aufweisen.
da
Neben den magnetischen Totalfeldmessungen fuhrte LKAB PROSPEKTE­
RING AB im Umfeld der Lagerstätte auch geoelektrische Hessungen
durch. VLf-Hessungen brachten einige Erkenntnisse uber die Störungs-
und Verwerfungszonen im Bereich der Lagerstätte.
118

N' HÄLLSJÖN
---- ---- - - - --- - - ------- -------- -- - ---'
20m
-100 o 100 200 300 400 600 [nT)
Abbildung 78. Magnetische Karte eines Gebietes nördlich des
Hällsjön: MeOzeitpunkt: 12. Mai 1983. Basiswert:
50300 nT, MeOpunktabstand: 10 m, MeOgerät:
MP-02.
Geoelektrische Tiefensondierungen nach der Schlumberger-Methode
(Elektrodenabstand: 20 m) ergaben kaum brauchbare Ergebnisse,
ebenso wie die Verwendung eines tragbaren Szintillometers, von
dessen Anwendung fur diese Arbeit Erkenntnisse uber die Abgrenzung
zwischen Leptiten und Urgraniten erwartet wurden.
119

HÄ LLSJÖBERG ET
SOm
200 300 400 ' 600 1000 >1000 [nTl
Abbildung 79.
Magnetische Karte des Hällsjö-Bergets: MeOzeitpunkt:
23. Mai 1983. 8asiswert: 50300 nT, MeOpunktabstand:
10 m, MeOgerät: MP-02.
120

12.0 ZUSAHHENfASSUNG UND SCHLUBfOLGERUNGEN
Bei der Kartierung konnte an drei Stellen im Arbeitsgebiet
Scheelit nachgewiesen werden. Betrachtet man die Positionen
dieser drei Vorkommen (Gussarvshyttan, Hällsjö-Gruva, S'Persbo)
in der geologischen Karte (Anlage l), so fällt auf, daG sie alle
nahe der Grenze der Leptite zu den Urgraniten liegen Verfolgt man
diese Richtung (55°-60°) weiter nach NE, so trifft man suOerhalb
des Kartiergebietes auf Karbonatvorkommen nahe des Ortes Holm sowie
auf die fe-Grube Strandgruva und die Sulphiderzmine
Kalvbäcken (vergl. HUBNER 1966). Es scheint hier somit eine lone
obengenannten streichens zu existieren, die sich durch erhöhte
Gehalte an Fe, Cu, Pb, ln und Wauszeichnet. Somit wäre eine
Verf01gung dieser lone Uber das Kartiergebiet hinaus nach SW von
Interesse, was allerdings mangels guter AufschluGverhältnisse
sehr schwierig ist.
Neben der Kartierung der Umgebung des scheelit-Vorkommens von
Gussarvshyttan bestand die Hauptaufgabe dieser Arbeit in der
petrographisch-geochemischen Bearbeitung der scheelitvererzten
skarne und der ummittelbaren Nebengesteine sowie in der Ausdeutung
der Ergebnisse in Bezug auf die Lagerstättengenese der Erze.
Betrachtet man die räumliche Verteilung der Leptit-Varietäten im
Arbeitsgebiet, so fällt auf, daG die Karbonat- und Skarn­
Vorkommen immer im Bereich der Na-Leptite zu finden sind. Dies
zeigt sich auch im Profil entlang der Bohrung GAH 5 in Abb. 65.
Je näher die Proben zu den Skarne liegen, desto geringer wir d der
K 20-Gehalt,
während die Na 20-Werte
snsteigen. Dieses Phänomen,
die Abnahme der K 20-Gehalte, ist bereits in anderen
scheelitvererzten Skarnen beobachtet worden, so beispielsweise in
der scheelit-Lagerstätte Sandudden westlich von Grängesberg,
Mittelschweden.
Als Ergebnis der halbquantitativen mikroskopischen Auswertung der
der skarn-Proben ist zu nennen, daG man zwischen vier verschiedenen
Skarn-Typen unterscheiden kann, in Abhängigkeit von dem
Granat-Pyroxen-Epidot-Verhä~tnis. Rein makroskopisch ist dagegen
nur eine Unterteilung in granatfuhrende (Granatskarne) und
granatarme bis -freie Skarne (GrUnskarne) möglich.
Die skarne sind in ihrer geochemischen Zusammensetzung sehr
heterogen. Besonders bei den Spurenelementen (Tab. 21) fallen
se hr hohe standardabweichungen auf, Abweichungen z.T. gröGer als
die Mitte1werte. Die zum Verg1eich der Elemente untereinander
benutzten rechnerischen Verfahren

Zum Vergleich der verschiedenen Skarn-Proben untereinander sind
die Haupt- und Spurenelemente dagegen gut verwendbar. Die dur chgefuhrten
Clusterberechnungen erbrachten eine sehr eindeutige
Dreiteilung. Alle Grunskarne sind hierbei in einem Cluster zusammengefaBt.
Die deutlichsten Unterschiede .zwischen den drei
Clustern liegen in den Ti0 2 - , MnO-, MgO-, P 20 S - ' Ni-, Pb-, Sn-,
Sr-, Zn-, Ce-, Cr- und V-Gehalten. Die Verteilung der verschiedenen
Cluster innerhalb der Erzkörper läBt keine Ruchschlusse auf
eventuell vorhandene regelmäBige Abfoigen zu.
Aussagen zur Lagerstättengenese sind schwierig. Mit elnlger Sicherheit
kann gesagt werden, daB das Wolfram nicht, wie in vielen
anderen Scheelit-Lagerstätten (Yxsjöberg, Wigström, Sandudden)
als Fluorid transportiert worden ist; es lieB sich weder Fluorit
finden, noch Fluor in gröBeren Mengen (max. 0.035 Gew.-% F) nachweisen.
Da auch die Na O-Gehalte in den Analysen der Skarne se hr
gering sind (i.a. < 0.3 Gew.-% NazO) und in keiner Probe
Plagioklase zu finden waren, scheidet auch Na ZW0 4
als
Haupttransportmedium aus. Ein W-Transport in dieser Form innerhalb
der Leptite ist allerdings nicht ausgeschlossen. Aus den
genannten Grunden ist m.E. ein Transport von W in Form von
Heteropolysäuren fur das Scheelitvorkommen von Gussarvshyttan
sehr wahrscheinlich.
Berechnungen uber das W-Lieferungspotential der Metavulkanite
(Leptite und Metabasite) zeigten, daB die Mobilisierung primär in
den Metavulkaniten vorhandenen Wolframs nicht ausreicht, um eine
Lagerstätte von der GröBe des Vorkommens von Gussarvshyttan entstehen
zu lassen. Allerdings sei darauf hingewiesen, daB die in
den Proben vereinzeit beobachtete, vor der Verskarnung gebildete
l. Scheelit-Generation auf, durch Na-Metasomatose freigesetztes,
möglicherweise als Na 2W0 4
transportiertes Wolfram zuruckzufuhren
ist.
Die Granatbestimmungen sowie die Vektor-Diagramme nach LEGLER &
BAUMANN (1983) sprechen fur eine Skarnbildung durch Metasomatose
und nicht durch eine Regionalmetamorphose. Auch aus diesen Grunden
erscheint eine Vererzung vor der Verskarnung unwahrscheinlich.
Obwohl der Vergleich der Spurenelementzusammensetzungen
der Skarne mit denen der gefundenen Pegmatite keinerlei Hinweise
auf genetische Zusammenhänge aufzeigt, ist m.E. eine Zufuhr W­
haltiger Lösungen in den Dimensionen, wie sie zur Entstehung
einer Scheelit-Lagerstätte von der GröBe der Lagerstätte von
Gussarvshyttans notwendig ist, nur uber Pegmatite möglich. Da
die beobachteten Pegmatite keinerlei Anzeichen fur metamorphe Beanspruchung
zeigen, kann man sie als zum spätorogenen "Yngre Granit"
gehörig ansehen. Dieser Granit wird in vielen anderen
Scheelit-Lagerstätten Mittelschwedens in genetischen Zusammenhang
mit der Vererzung gebracht.
AbschlieBend muB gesagt werden, daB die vorhandenen Spurenelementanalysen
nicht die erhofften Informationen uber die Skarnund
Scheelit-Genese gebracht haben. Möglicherweise wären durch
Mikrosondenuntersuchungen an Skarn-Mineralen weitere Informationen
gewinnbar gewesen, Eine weitere interessante Aufgabe wäre
die Untersuchung der beobachteten Abhängigkeiten zwischen
122

Wolfram, Molybdän und Selen, doch hätten solche Bearbeitungen den
Rahmen dieser Arbeit gesprengt.
123

12.1 SUMMARY
On the occasion of the mapping around Gussarvshyttan three
scheelite occurences of different grade were found. It is
remarkable that these three places (Gussarvshyttan, Hällsjö­
Gruva, S'Persbo, see Geologische Karte, Anlage l) are
situated in a zone, lying paraliei to the transitionai zone
between the leptites and the older granites (Urgranit).
Following this zone further to the NE (strike 55°-60°) there
are several carbonate- and skarn-occurences, for example
near the village of Holn or at the sulphide-mines
Strandgruva and Kalvbäcken (see HUBNER 1966). It is likely
that this is a zone of larger extension, which is
distinguished by a concentration of the elements Fe, Cu, Pb,
Zn and Win skarns and amphibo1itic rocks. It cou1d be of
interest to fo110w this zone further to the SW, a task that
will be difficult because of the lack of outcrops in that
region.
The second reason for this thesis was the examination of the
scheelite-mineralised skarns and the unmineralised hostrocks
from the petrographic-geochemical point of view and the interpretation
of these results with respect to the ore
genesis. According to Abb. 8 featuring the distribution of
the leptite varieties in the field and to Abb. 65 featuring
the distribution of the different leptites along the drillcore
of GAH 5 the carbonates and skarns always occure in
parts dominated by Na-1eptites. The decrease of the
K20-content has also been made at other tungsten
mineralisations, for example at the scheelite deposit of
Sandudden, west of Grängesberg.
According to the semiquantitative evaluation of the skarnsamples
by microscope it is possible to distinguish four
different skarn-types as a function of the garnet-pyroxeneepidote-ratio.
Without any optica1 devices one can
differentiate only garnet-bearing skarns (garnet-skarn =
Granatskarn) and skarns poor or free in garnet (greenskarn =
Grunskarn).
The geochemical composition of the skarns is heterogeneous.
The standard deviations of the elements are extraordinary
high, particularly of the trace- elements (see Tab. 21).
For some of the trace-e1ements the deviation is higher than
the mean value. To compare the element compositions factoranalyses
(SPSS-X-Unterprogramm "Faktor", Typ PA l, Rotation:
"Equimax", "Varimax") were made. The results of these
calculations are so ambiguous that they were of no use for
this thesis, except for" some correlation diagrams. With
these statistical methods it is impossible to find groups of
elements which are responsible for processes controlling the
formation of the skarns and the ores. The consequence of
123A

this tendency is that major- and trace-element-studies have
generally proved to be unsuccessful in sorting out problems
of skarn-genesis (see also EINAUDI 1981, 1982).
For a comparison of the different skarn-samples with each
other major- and trace-element-analyses are quite effective.
With the help of cluster-analyses it was possible to show
that the skarns from Gussarvshyttan can be divided into
three different groups. All the greenskarns are summarized
in one cluster. The main differences between the clusters
are regarding the contents of Ti02, MnO, MgO, P205, Ni, Pb,
Sn, Sr, Zn, Ce, Cr and V. The distribution of these three
groups of skarns along the drill-holes GAH l, 5 and 6 does
not showa regular sequence.
It is difficult to make statements about the ore genesis.
It seems to be obvious that the tungsten has not been
transported as fluorides, in contrast to many other
scheelite occurences (for example Yxsjöberg, Wigström,
Sandudden) because there was no fluorite in the thinsections
and the fluor-content in the skarns is max. 0.035
wt.-%. As the determined Na20-concentrations are low too «
0.3 wt.-%) and as there is no plagioclase in the skarns
Na2W04 can also be excluded as a medium for the tungsten
transfer in the skarns. For this reason and and because of
the observed early generation of quartz it is likely that
the major part of the tungsten has been transported inside
the skarns as heteropolysilicates. A tungsten transfer as
Na2W04 inside the leptites seems to be possible.
Calculations about the capacity of tungsten supplies from
the metavolcanics (leptites, metabasites) make it obvious
that the mobilisation of latent tungsten from these rocks is
not sufficient for the formation of a deposit of the size of
the scheelite deposit at Gussarvshyttan. The first
scheelite-generation, found in some samples, was possibly
formed of tungsten which was leached by Na-metasomatism from
the metavolcanic rocks and was transported as Na2W04.
According to the results of the garnet identifications and
to the vector-diagrams (see LEGLER & BAUMANN 1983) there is
a strong probability of skarn genesis by metasomatism and
not by regional metamorphism. Therefore it is plausible
that the tungsten mineralisation is younger than the
formation of the skarns. The comparison of the traceelement-compositions
of the skarns with those of the
pegmatites found in several drill-cores gave no idea of
genetic connections between these two rocks. Despite of
this the pegmatites seem to be the only rock-type with the
potential to transfer tungsten bearing solutions in a volume
that is necessary for the formation of a scheelite deposit
of the size of Gussarvshyttans. The pegmatites do not show
any indications for metamorphism. This is the reason for
the assignment of this rock-type to the younger granites
123B

('Yngre Granit'), which are considered to be responsible for
the formation of many scheelite deposits in CentralSweden.
The conclusive result of this work is that the traceelement-studies
did not give the expected informations about
the skarn- and scheelite- genesis. Detailed examinations of
some skarn-minerals and the scheelite with microprobe could
give some more answers about the conditions during the
formation of these minerals, but this can be the task for a
future work.
123C

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128

14.0 ANHANG
129

Erläuterungen zu den Tabellen:
Chemische Analysen:
Hauptelemente angegeben in Gew.-%
Spurenelemente angegeben in ppm
Norm-Minerale (MESO-NORM):
=
Q Quarz
Ab Or = Orthoklas
Albit
An Anorthit
C Bi Biotit
Korund
Hm = Hämatit
Il =
Ap Apatit
Ilmentit
=
nb = nicht berechnet
129

TABELLE l
Chemische Analysen:
Na-extreme Leptite
K 38a K 59a K 69 K 75 K 76 Kl19 K121 K122 K139
SiO z 75.45 74.08 75.39 74.50 75.00 74.80 75.64 73.25 76.33
TiO z 0.10 0.18 0.16 0.19 0.23 0.12 0.10 0.27 0.08
Al z03 13.51 13.41 12.03 12.58 12.54 13.05 13.02 13.96 13.28
Fe Z0 3 0.52 2.08 2.19 2.86 2.93 2.25 1.31 2.33 0.68
MnO 0.01 0.07 0.07 0.07 0.06 0.06 0.03 0.03 0.03
MgO 0.77 0.60 1.51 1.32 1.14 1.08 0.75 0.53 0.22
CaO 0.54 1.47 2.98 1.40 1.72 2.52 1.89 1.55 1.92
NazO 6.86 5.06 3.59 3.94 3.55 4.06 4.21 5.05 5.17
KzO 0.57 1.33 0.72 1.36 1.33 0.92 1.10 0.93 0.43
PzOs 0.01 0.04 0.04 0.03 0.03 0.02 0.02 0.05 0.02
LOI 1.12 1.24 0.99 1.07 1.23 1.04 1.42 1.91 1.25
Summe 99.46 99.56 99.67 99.32 99.86 99.92 99.49 99.86 99.41
Rb 27 35 35 55 46 42 42 24 27
Sr 89 90 150 107 89 156 251 169 217
Ni

TABELLE 2
Chemische Analysen:
K-extreme Leptite
K37
K124
SiDz 76.16 74.34
no, 0.12 0.13
Alz03 11.43 12.02
FeZ 0 3 1.19 1.28
MnO 0.02 0.03
MgO 0.51 0.49
CaO 0.21 0.17
Na zO 1.85 1.92
KzO 7.09 8.05
P Z05 0.05 0.03
LO! 1.09 1.21
Summe 99.72 99.67
Rb 104 147
Sr
Ni
62 107
Y 20 9
Zr 228 130
Norm-Minerale (MESO-NORM):
Q 38.80 30.30
Ab 15.70 16.30
Or 41.20 49.00
An 0.70 0.60
C 0.60 0.30
Bi 1.90 1.80
Hm 1.30 1.30
Il 0.10 0.10
Ap 0.10 0.10
131

TABELLE 3
Chemische Analysen:
Alkaliintermediäre Leptite
K 49 K 60 K 77 K 78 K 79 K 99 KI06 Kl18 K125
SiOz 74.02 69.02 75.11 78.72 74.81 75.08 75.14 75.05 72.88
TiOZ 0.10 0.27 0.14 0.09 0.16 0.13 0.12 0.16 0.27
A1 20 3
13.20 13.45 12.39 9.99 12.83 13.00 12.42 11.84 13.56
Fe Z0 3
1.78 4.59 2.13 2.07 2.18 1.81 2.00 2.71 2.08
MnO 0.03 0.09 0.09 0.04 0.04 0.04 0.03 0.04 0.04
MgO 0.89 2.88 1.28 0.88 1.06 0.49 0.16 0.87 0.64
CaO 1.80 1.41 2.39 0.44 0.25 0.91 1.43 1.10 0.78
Ns 2 0 2.81 3.03 2.06 2.34 3.54 3.90 3.14 2.66 3.69
K20 3.43 3.43 2.77 3.09 3.46 3.26 3.67 3.83 4.22
P,Os 0.02 0.06 0.03 0.02 0.04 0.03 0.02 0.05 0.05
LOI 1.53 1.27 1.20 1.35 1.25 1.35 1.40 1.13 1.39
Summe 99.61 99.50 99.59 99.16 99.52 100.01 99.53 99.44 99.60
Rb 100 79 166 110 99 140 142 71 82
Sr 114 15/ 100 124 60 72 190 102 94
Ni

TASELLE 4
Chemische Analysen:
Leptite GAH 5
8303 8305 8307 8308 8309 8310 8321
Si0 2 72.74 74.58 75.54 75.95 76.48 75.62 75.55
TiO z 0.08 0.21 0.09 0.08 0.08 0.08 0.13
Alz03 13.19 11.76 12.52 11.91 9.49 12.48 10.99
FeZO J
1.24 3.35 1.31 1.09 1.14 0.80 1.25
MnO 0.03 0.04 0.03 0.03 0.08 0.02 0.09
MgO 0.58 2.82 0.48 0.36 0.65 0.42 1.34
Can 0.85 0.48 0.81 1.68 3.08 1.94 1.86
NazO 2.07 3.74 2.58 3.75 4.77 3.27 4.95
KzO 6.87 3.00 5.66 3.10 0.29 3.05 0.53
Pz05 0.01 0.01 0.01 0.02 0.01 0.01 0.01
LOI 1.53 1.14 1.13 0.99 3.36 1.08 2.43
Summe 99.22 99.15 99.21 99.04 99.45 99.16 99.24
Mo 11 7 9 7 4 7 7
Nb 8 14 10 10 7 10 13
Ni

TABELLE 5
Chemische Analysen:
Leptite GAH 5
8328 8331 8332
SiOz 77.10 77.71 75.44
TiO z 0.08 0.07 0.14
Al z03 11.62 12.15 12.31
Fe Z03
0.85 0.80 1.93
MnO 0.03 0.02 0.02
MgO 0.05 0.24 0.86
CaO 2.51 1.53 1.78
NazO 5.05 5.36 3.82
KzO 0.31 0.39 1.52
PzOs 0.00 0.00 0.01
LOI 1.41 1.04 1.14
Summe 99.11 99.4 99.20
Mo 10 7 14
Nb 11 15 8
Ni

TABELLE 6
Chemische Analysen:
Metabasite
K 36 K 59b K 143 8306 8311 8320
SiO z
TiO z
A1 20 3
Fe Z03
MnO
MgO
CaO
NazO
KzO
PzOs
LOI
50.02
0.98
17.45
10.66
0.15
7.53
6.55
3.34
1.77
0.17
1.28
47.51
0.79
16.07
12.19
0.21
8.05
8.57
1.66
1.50
0.19
2.33
45.82
0.70
15.65
13.65
0.27
8.94
9.71
1.40
1.21
0.19
1.99
50.40
0.95
17.00
11.15
0.19
4.44
7.73
3.50
1.44
0.28
1.53
51.21
0.46
16.82
11.34
0.15
4.82
3.71
3.33
1.13
0.19
6.23
42.24
0.65
15.37
13.35
0.41
8.24
10.03
1.83
0.06
0.17
2.43
SUMME 99.90 99.17 99.51 99.05 99.43 99.37
Metamonzodiorite
K 9 K 17 K 64 K 66
SiO z
TiO z
Al z03
Fe z03
MnO
MgO
CaO
NazO
KzO
PzOs
LOI
54.07
0.72
16.15
9.35
0.16
4.93
8.76
2.59
1.46
0.21
1.29
50.00
0.72
17.02
11.66
0.20
5.47
9.06
2.82
0.82
0.29
1.53
47.91
0.62
16.56
9.73
0.15
8.16
12.19
1.56
1.14
0.10
1.41
48.09
0.58
18.23
9.36
0.17
7.17
10.29
2.11
1.79
0.12
1.65
Summe 99.72 99.59 99.53 99.56
135

TABELLE 7
Chemisehe Analysen:
Karbonate
8313 8315
SiO z 21.57 15.90
rrn, 0.08 0.09
Al z03 3.48 3.92
FeZO) 4.74 3.72
MnO 0.65 0.41
MgO 1.45 1.84
CaO 41.12 44.41
NazO 0.02 0.02
KzO 0.01 0.02
PzOs 0.01 0.02
S03 0.03 0.03
LOI 26.20 28.84
Summe 99.36 99.17
As

TABELLE 8
Chemische Analysen:
Urgranite TyU
P6°s
L I
K 4 K 25 K 28 K 34 K 40 K 86 KI04
Si02 73.18 74.00 74.63 76.54 75.15 76.48 75.20
Ti0 2 0.20 0.14 0.15 0.10 0.16 0.13 0.18
A1 203 13.65 13.65 13.28 12.49 13.30 13.22 13.57
fe203 2.83 1.66 1.69 1.48 1.85 1.56 1.91
MnO 0.05 0.03 0.04 0.03 0.03 0.04 0.04
MgO 0.48 0.21 0.24 0.14 0.24 0.21 0.36
CaO 2.46 0.41 1.12 1.02 1.54 0.44 1.07
Na20 3.37 3.95 3.67 3.50 3.36 3.53 3.86
K 20 3.41 4.31 3.65 3.40 3.08 4.06 2.69
0.05 0.02 0.02 0.03 0.02 0.03 0.04
1.10 1.07 1.20 0.92 1.09 0.95 0.97
Summe 100.78 99.45 99.69 99.65 99.88 99.65 99.89
Norm-Minerale (MESO-NORM):
Q 35.40 33.70 36.80 38.90 39.50 38.10 39.80
Ab 28.50 33.50 31.10 31.80 29.30 29.90 32.70
Or 18.90 24.90 20.90 20.80 17.50 26.30 14.90
An 11.90 1.90 5.90 4.90 8.50 2.00 8.50
C 0.00 1.80 1.10 0.60 1.10 1.70 1.20
Bi 1.90 0.90 1.00 0.60 1.00 0.90 1.50
Hm 2.80 1.70 1.70 1.50 1.90 1.60 2.30
Il 0.20 0.10 0.10 0.10 0.20 0.10 0.20
Ap 0.10 0.00 0.00 0.10 0.00 0.10 0.10
137

TABELLE 9
Chemische Analysen:
Urgranite Typ- I (Forts.) Urgranite Typ-ll
Kl14 Kl16 K135 K138 K 90 K132 K134 K146
Si0 2
75.37 73.89 73.13 73.76 72.16 71.84 72.64 72.18
Ti0 2 0.09 0.18 0.08 0.21 0.18 0.28 0.26 0.16
A1 20 3
12.67 13.80 13 .84 13.00 14.66 14.83 14.01 14.41
Fe 203 1.79 2.22 1.84 2.12
2.55 2.77 2.29 2.28
MnO 0.04 0.08 0.04 0.06 0.06 0.06 0.05 0.05
MgO 0.29 0.45 0.20 0.39 0.39 0.50 0.43 0.45
Can 0.61 0.59 1.55 0.91 1.19 1.24 1.12 1.25
Na20 3.69 3.35 4.75 3.80 3.17 3.33 3.34 2.99
K 20 4.19 4.03 4.38 4.49 4.28 4.06 4.29 4.71
P20S 0.02 0.06 0.06 0.07
0.07 0.08 0.07 0.07
LOI 1.03 1.19 1.12 1.19 1.18 1.25 1.23 1.30
Summe 99.79 99.84 99.99 100.00 99.81 100.24 99.66 99.76
Norm-Minerale (MESO-NORM)
Q 37.60 35.60 nb. 32.70 34.10 32.40 33.70 33.3
Ab 31.30 30.10 nb. 32.20 26.80 29.10 28.30 25.3
Or 24.00 24.30 nb. 25.40 27.20 25.00 27.10 29.8
An 2.90 2.50 nb. 4.10 5.40 5.60 5.10 5.7
C 1.00 2.30 nb. 1.10 2.30 2.30 1.50 1.7
Bi 1.20 1.90 nb. 1.60 1.60 2.10 1.80 1.4
Hm 1.80 2.20 nb. 2.10 2.60 2.30 2.30 2.3
Il 0.10 0.20 nb. 0.20 0.20 0.30 0.20 0.2
Ap 0.00 0.10 nb. 0.20 0.20 0.20 0.20 0.2
138

TABELLE 10
Chemische Analysen:
Urgranite Ty.p-ill
K 31 K 38a K 84a K 84b K 94 K 96 K 97 Klll
Si0 2 76.36 76.29 77.38 76.02 75.49 75.00 75.04 76.33
Ti0 2 0.10 0.06 0.06 0.06 0.22 0.08 0.10 0.11
A1 203 12.97 13.53 12.27 12.32 13.52 13.10 13.06 12.52
Fe203 1.51 0.76 1.27 1.29 1.28 1.49 1.21 1.36
MnO 0.02 0.03 0.04 0.07 0.03 0.03 0.02 0.03
MgO 0.23 0.07 0.27 0.25 0.27 0.18 0.25 0.33
CaO 1.08 0.70 0.93 1.03 1.29 1.16 0.80 0.33
Na 2 0 5.23 3.55 3.16 3.72 6.25 3.00 2.55 2.63
K 2 0 1.21 4.00 3.69 4.04 0.40 5.10 5.84 5.21
P20S 0.01 0.01 0.02 0.02 0.03 0.03 0.03 0.02
LOI 0.92 0.99 0.90 0.91 1.04 1.02 0.99 0.98
Summe 99.64 99.94 99.99 99.73 99.52 99.69 99.89 99.85
Norm-Minerale (MESO-NORM)
Q 39.10 34.40 43.00 nb. nb. 36.00 35.20 40.60
Ab 44.39 34.30 26.80 nb. nb. 25.40 21.60 22.30
Or 6.50 26.10 21.10 nb. nb. 29.60 26.50 29.90
An 6.30 3.40 4.20 nb. nb. 5.60 3.80 1.50
C 0.70 0.80 1.50 nb. nb. 0.60 1.10 2.00
Bi 0.90 0.40 1.10 nb. nb. 0.70 1.00 1.30
Hm 1.80 0.80 1.30 nb. nb. 1.50 1.20 1.40
Il 0.10 0.10 0.10 nb. nb. 0.10 0.10 0.10
Ap 0.00 0.00 0.10 nb. nb. 0.10 0.10 0.00
139

TABELLE Il
Chemische Analysen:
Urgranite Ty'p--!'y'
K 98 KI07 KI09
SiOz 68.14 65.08 59.59
TiO z 0.48 0.35 0.94
Al z03 14.51 16.07 16.41
fe Z0 3
4.68 5.73 6.58
MnO 0.07 0.20 0.11
MgO 0.86 1.34 2.27
CaO 2.31 2.57 5.50
NazO 4.21 4.13 3.63
KzO 2.84 2.46 2.18
PzOs 0.16 0.09 0.41
LOI 1.56 1.71 1.98
Summe 99.82 99.73 99.60
Norm-Minerale (MESO-NORM)
Q 29.30 21.60 nb.
Ab 35.70 43.50 nb.
Or 14.40 13.30 nb.
An 10.40 12.20 nb.
C 0.70 0.50 nb.
Bi 3.50 1.90 nb.
Hm 4.70 5.70 nb.
Il 0.50 0.30 nb.
Ap 0.40 0.20 nb.
140

TABELLE 12
Chemische Analysen:
Tuna-Diabas
Gustafsporphy.!
K 68 K 85 8304 K 24 K 43 K 44
Si0 1
Ti02
A1 2O;
"Fe 203
MnO
MgO
CaO
Ns 20
K 20
P20S
LOI
50.39
1.56
15.83
11.34
0.16
4.57
8.82
2.83
1.65
0.35
3.19
52.70
1.16
15.29
9.27
0.14
4.77
7.45
3.21
2.18
0.29
3.59
50.40
0.95
16.00
11.15
0.19
4.44
7.43
3.50
1.44
0.28
4.69
71.57
0.99
13.34
2.22
0.05
0.07
0.48
3.38
5.57
0.08
2.15
74.00
0.93
12.28
2.20
0.02
0.04
0.06
3.23
5.14
0.03
1.87
73.13
1.05
12.58
2.36
0.03
0.07
0.11
3.14
5.34
0.01
1.91
Summe 99.87 99 78 99.89 99.28 99.44 99.33
Rb
Sr
67
477
96
436
66
347
205
117
339
12
302
18
Asby-Diabas
K 27 K 29 K 32 K 71
Si0 2
Ti0 2
A1 20 3
fe 20 3
MnO
MgO
CaO
Na20
K 20
P 20S
LOI
46.68
4.02
16.40
12.92
0.13
3.81
6.56
3.57
1.64
0.57
3.84
49.27
3.34
16.17
10.91
0.12
4.02
8.06
2.65
1.59
0.47
3.18
48.72
3.82
16.69
10.53
0.12
3.17
6.69
3.82
1.72
0.57
3.69
46.99
4.03
16.79
11.72
0.12
3.63
6.81
3,73
1.73
0.56
3.95
Summe 99.87 99 78 99.89 99.35
Rb
Sr
48
591
45
576
52
561
51
581
141

TABELLE 13
Chemisehe Analysen:
Granatfuhrende Skarne I
8003 8004 8005 8006 8007 8010 8012 8014 8016
Si0 2 37.96 38.28 50.95 38.95 43.94 40.56 51.51 38.03 39.12
Ti0 2 0.05 0.09 0.22 0.10 0.27 0.16 0.16 0.12 0.05
A1 20 3
13.47 11.52 12.66 14.28 9.54 10.89 7.34 11.08 12.32
fe,03 11.69 12.08 8.59 9.99 10.35 12.50 10.95 13.62 11.75
MnO 1.45 1.25 0.75 1.23 0.88 1.15 1.00 1.79 1.33
MgO 1.03 1.71 1.34 1.73 5.39 2.49 2.81 1.18 1.17
CaO 31.07 29.53 21.47 30.77 26.25 29.06 23.73 30.85 31.27
Na 2 .O 0.07 0.10 0.42 0.00 0.10 0.00 0.04 0.08 0.27
K 20 0.01 0.01 0.04 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 0.01 '
P20S 0.00 0.01 0.01 0.01 0.06 0.02 0.03 0.02 0.01
5°3 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.00 0.02 0.01
LOI 2.26 4.88 2.78 2.49 2.55 2.63 1.50 2.50 2.01
SUMME 99.06 99.47 99.20 99.55 99.33 99.50 99.10 99.29 99.31
As 7 14

TABELLE 14
Chemisehe Analysen:
GranatfGhrende Skarne II
Si0 2
TiO z
A1 20 3
Fe 203
MnO
MgO
CaO
Na 20
K 20
P 20S
5°3
LOI
8017 8018 8019 8020 8021 8022 8023 8024 8025
38.13
0.04
12.79
11.37
1.37
1.39
31.16
0.04
.01
0.01
0.04
2.86
40.42
0.14
12.S6
10.97
1.26
1.S2
30.72
0.00
0.00
0.04
0.02
1.45
49.08
0.11
10.80
8.84
0.98
2.28
2S.70
0.14
0.02
0.02
0.03
1.23
47.66
0.06
7.03
12.28
1.30
2.60
2S.6S
O.lS
0.01
0.01
O.OS
2.31
44.88
0.04
8.47
13.72
1.S2
1.40
27.S9
0.20
0.01
0.02
0.02
1.39
47.26
0.23
7.74
12.86
1.43
2.06
26.23
0.00
0.01
O.OS
0.02
1.60
S3.69
0.07
6.S6
8.86
1.02
4.09
23.17
0.03
0.00
0.03
0.02
1.79
SS.96
O.OS
S.70
9.9S
1.0S
4.02
21.S2
0.00
0.00
0.02
0.07
1.21
SO.08
0.20
8.64
9.84
0.80
3.47
23.70
0.06
0.00
O.OS
0.06
2.23
SUMME 99.20 99.11 99.23 99.12 99.26 99.48 99.32 99.26 99.14
As

TABELLE 15
Chemisehe Analysen:
Granatfuhrende Skarne III
8026 8101 8102 8103 8104 8105 8106 8114 8115
Si0 2 49.84 43.10 43.04 44.48 43.39 43.01 40.48 40.25 38.32
Ti0 2 0.17 0.25 0.22 0.14 0.05 0.07 0.10 0.06 0.10
A1 203 9.19 13.41 9.97 11.73 9.67 8.97 10.87 8.82 9.30
Fe203 11.32 8.63 11.34 10.30 11.37 11.02 11.52 14.52 14.94
MnO 1.20 1.10 1.02 1.24 1.20 1.52 0.89 1.42 1.23
MgO 2.25 1.35 3.05 1.09 2.50 10.5 3.43 1.04 1.10
CaO 23.21 27.96 27.57 28.17 27.77 26.36 29.15 29.83 31.00
Na 20
0.12 0.06 0.00 0.02 0.00 2.51 0.02 0.00 0.03
K 20 0.01 0.01 0.01 0.00 0.01 0.01 0.01 0.00 0.01
P 2 Os 0.04 0.04 0.08 0.02 0.02 0.01 0.03 0.01 0.02
5°3 0.03 0.04 0.03 0.07 0.08 0.07 0.06 0.05 0.05
LOI 1.78 3.36 2.74 1.91 1.89 2.93 2.60 3.26 3.10
Summe 99.16 99.01 99.06 99.18 97.92 98.52 99.24 99.44 99.19
As 20 9

TABELLE 16
Chemisehe Analysen:
GranatfOhrende Skarne IV
Si0 2
Ti0 2
A1 20 3
Fe 20 3
MnO
Bl16 Bl19 B12J B125 ,B126 B127 B12B B129 BIJO
3B.2B
0.12
9.19
11.29
0.99
40.4J
0.20
8.82
12.74
1.19
41.B2
0.05
8.JO
14.75
0.74
40.91
0.09
7.17
15.44
0.86
41.37
0.14
B.97
lJ.72
0.81
40.75
0.07
8.12
14.27
1.18
39.77
O.OB
8.91
14.96
1.48
52.74
0.11
6.45
11.21
0.92
55.56
0.12
7.10
10.17
0.91
MgO 1.92 J.21 4.17 4.J6 4.02 J.70 2.11 2.61 0.95
CaO 29.42 29.65 27.J9 29.J2 28.86 29.J5 29.B2 2J.J2 21.01
Na20 .02 0.00 O.OJ 0.00 0.04 0.00 0.02 0.00 0.00
K20 O.OJ 0.04 0.00 0.01 0.02 0.00 0.01 0.00 0.00
P 20 S O.OJ 0.04 0.00 0.01 0.02 0.00 0.01 0.01 0.00
5°3 0.17 0.11 0.14 0.14 0.13 0.19 0.20 0.21 0.20
LOI B.05 J.IJ 1.51 1.lJ 1.31 1.51 1.64 1.73 2.B6
5umme 99.50 99.53 98.95 99.20 99.39 99.14 99.09 99.J2 98.B9
As 15 7 O 5 14

TABELLE 17
Chemische Analysen:
Granatfuhrende 5karne V
5i0 2
Ti0 2
Al z03
feZ03
8131 8133 8134 8135 8136 8137 8140 8178 8179
46.85
0.14
7.31
11.01
48.54
0.02
1.07
9.92
43.79
0.19
5.33
12.64
49.54
0.05
3.95
13.01
39.93
0.09
10.13
14.17
42.14
0.06
9.19
13.48
45.62
0.03
4.80
16.55
33.91
0.17
10.24
13.24
40.14
0.09
5.28
12.64
MnO 0.90 0.88 1.06 1.13 1.61 1.38 1.17 1.00 0.81
MgO 2.90 10.94 4.76 4.24 0.85 2.28 3.95 1.93 4.20
CaO 25.01 23.90 26.64 23.71 29.54 28.50 23.91 28.16 26.03
Na
60 K2
P 20 S
5°3
LOI
0.03
0.01
0.02
0.16
4.79
0.13
0.02
0.01
0.19
3.38
0.06
0.00
0.07
0.23
4.45
0.06
0.01
0.03
0.20
2.99
0.02
0.01
0.01
0.24
2.56
0.00
0.00
0.03
0.20
1.43
0.11
0.01
0.01
0.36
2.80
0.00
0.33
0.04
0.26
10.23
0.00
0.02
0.03
0.26
9.83
Summe 99.12 98.99 99.22 98.92 99.16 98.69 99.31 99.50 99.32
As

TABELLE 18
Chemisehe Analysen:
GranatfOhrende Skarne VI
SiO z
Ti0 2
Al z03
Fe Z03
MnO
8180 8181 8182 8183 8185 8318 8323
37.34
0.04
5.98
14.41
0.99
36.35
0.07
4.16
11.44
0.80
38.62
0.09
8.62
14.13
1.05
37.02
0.12
9.81
13.85
0.88
44.63
0.06
7.66
13.37
1.16
38.95
0.32
6.76
14.87
0.65
37.83
0.69
4.99
11.17
0.57
MgO 2.47 12.95 2.68 2.14 1.93 2.14 0.75
CaO 28.68 28.36 27.93 28.17 25.44 29.54 29.58
NazO 0.00 0.00 0.04 0.00 0.14 0.00 0.00
K 20
PzOs
50 3
LOI
0.02
0.01
0.23
9.26
0.01
0.02
0.28
14.63
0.01
0.02
0.23
5.15
0.11
0.01
0.23
7.09
0.03
0.01
0.00
4.56
0.00
0.09
0.09
5.90
0.00
0.21
0.10
13.44
Summe 99.41 99.07 98.58 99.37 99.01 99.31 99.33
As 10 8 30 16 27 Il 7
Bi Il 7

TABELLE 19
Chemisehe Analysen:
GranatfUhrende Skarne VII
SiO z 36.87
TiO z 0.08
A1 20 3 13.48
FeJ0 3 11.74
8326 8329
31.99
1.07
3.91
5.12
MnO 1.00 0.80
MgO 0.45 2.99
CaO 33.51 28.58
Na20 0.00 0.09
KzO 0.01 0.03
PzOs 0.01 0.34
5°3 0.09 0.12
LOI 2.20 24.55
Summe 99.45 99.17
As

TABELLE 20
Chemisehe Analysen:
GrUnskarne I
8011 8013 8015 8118 8120 8121 8122 8124
Si0 2 47.68 46.27 40.30 49.68 47.40 50.38 49.24 45.66
Ti0 2 0.69 1.07 0.78 0.91 0.05 0.02 0.03 0.07
A1 20 3 13.74 15.16 15.97 10.96 2.72 0.39 1.20 3.47
F"e203 9.60 10.23 11.49 10.92 12.72 12.62 12.63 12.33
MnO 0.40 0.29 0.38 0.37 0.91 0.96 0.93 0.98
MgO 3.71 2.65 3.20 3.84 8.13 9.96 0.93 0.98
CaO 21.00 22.00 23.49 19.54 25.62 23.87 23.84 24.00
Na 20
0.58 0.00 0.32 0.06 0.15 0.09 0.11 0.05
K 20 0.10 0.00 0.02 0.01 0.00 0.00 0.01 0.03
P 20 S 0.17 0.31 0.21 0.17 0.01 0.00 0.01 0.11
50 3 0.00 0.00 0.00 0.13 0.09 0.10 0.12 0.74
LOI 1.50 1.30 3.03 2.91 1.19 0.85 1.10 2.30
Summe 99.18 99.28 99.18 99.49 98.99 99.24 99.06 98.42
As

TABELLE 21
Chemisehe Analysen:
Grunskarne II
Si0 2
Ti0 2
A1 20 3
Fe 203
MnO
8132 8138 8312 8314 8316 8319 8327
46.16
0.29
8.02
11.56
0.81
48.74
0.26
10.91
9.67
0.64
40.97
0.08
11.79
9.90
0.66
36.22
0.02
0.25
12.32
0.81
27.24
0.03
1.43
5.52
0.52
29.32
O.SO
13.94
13.20
0.64
31.76
0.08
8.45
11.83
0.96
MgO 5.8S 2.92 1.66 2.51 1.44 7.43 2.55
CaO 23.95 20.18 31.74 28.29 37.02 19.58 25.51
Na 20 0.03 0.99 0.00 0.00 0.01 0.04 0.00
K 2 0
P 20 S
5°3
LOI
0.01
0.14
0.17
2.24
0.11
0.06
0.26
4.S3
0.01
0.02
0.05
2.S6
0.01
0.01
0.07
18.68
0.00
0.01
0.07
25.94
0.02
0.12
0.10
14.43
0.01
0.14
0.11
9.03
Summe 99.22 99.28 99.42 99.18 99.23 99.33 99.39
As 14 5 12 8

TABELLE 22
Chemisehe Analysen:
Durehsehnittselementgehalte aller Skarne sowie der
Granat- und GrUnskarne
Granatskarne GrUnskarne Alle Skarne
•
X S X S X S
SiO z 41.74 6.84 47.15 2.74 42.49 6.70
Ti0 2 0.15 0.18 0.42 0.39 0.19 0.24
AlzO 3 8.55 3.20 8.25 5.63 8.51 3.64
Fe Z0 3
11.52 2.77 11.37 1.61 11.50 2.61
MnO 1.03 0.31 0.67 0.27 0.98 0.33
MgO 2.68 1.70 5.88 2.84 3.13 2.20
CaO 27.61 4.69 22.75 1.87 27.00 4.72
NazO 0.16 0.63 0.24 0.30 0.16 0.60
KzO 0.04 0.13 0.04 0.05 0.04 0.12
Pz05 0.03 0.05 0.11 0.10 0.05 0.07
50 3 0.10 0.09 0.16 0.21 0.11 0.12
LOI 4.18 3.08 2.10 1.08 3.89 2.99
As 10 8.04 7 4.16 10 7.68
Bi 7 5.54 6 2.36 7 5.22
Cu 10 8.82 8 5.19 10 8.46
Mo 62 92.86 26 12.04 57 87.78
Nb 4 2.15 5 3.87 4 2.53
Ni 10 6.62 12 5.17 10 6.46
Pb Il 13.68 114 272.65 25 108.36
Rb 4 10.58 3 1.99 4 9.85
Sn 172 113.75 80 48.16 159 111.73
Sr 79 89.31 222 178.66 99 117.18
Ta 4 0.64 4 0.64 4 0.64
Th 6 2.77 7 3.02 6 2.82
U 4 1.77 2 2.11 4 1.92
W 2350 2723.17 920 1565.33 2152 2658.70
Y 34 18.60 25 13.65 33 18.26
Zn 65 64.93 375 859.24 108 342.97
Zr 25 25.32 52 55.71 28 32.71
Sa 3 15.38 51 152.10 9 60.75
Ce 8 15.97 26 32.11 10 20.01
Co 18 9.45 27 7.63 20 9.68
Cr 36 115.57 38 35.30 37 108.05
La 17 13.26 28 16.06 18 14.21
Se 3 9.05 17 16.67 5 11.50
V 58 37.84 105 79.01 64 48.70
151

TABELLE 23
Chemisehe Analysen:
Pegmatite
2-50 5-300 6-165 10-36 8102 8133 8134 Yg-l Yg-2
Si0 2
Ti0 2
A1 203
Fe 203
MnO
MgO
CaO
Na20
K 20
PzOs
LOI
76.03
0.01
13.57
0.13
0.01
0.03
0.60
2.74
5.95
0.01
0.79
73.09
0.05
13.67
0.56
0.04
0.34
1.28
3.67
6.29
0.02
0.77
74.45
0.23
12.24
0.45
0.18
0.16
2.21
3.65
5.38
0.02
0.92
81.91
0.01
9.39
0.19
0.01
0.07
0.58
3.77
2.98
0.01
0.43
72 .82
0.01
14.73
0.34
0.22
0.03
0.95
5.32
3.91
0.00
0.95
73.84
0.01
14.03
0.25
0.03
0.05
0.66
3.84
5.86
0.02
0.69
71. 72
0.01
15.55
0.23
0.03
0.04
0.61
5.62
4.85
0.01
0.48
75.68
0.10
13.08
0.90
0.02
0.29
0.92
3.93
4.28
0.02
0.56
74.85
0.06
13.40
1.10
0.04
0.19
0.83
3.43
5.22
0.02
0.56
Summe 99.87 99 78 99.89 99.35 99.28 99.44 99.33 100.00 100.00
Bi
Cu
Mo
Nb
Ni
Pb
Rb
Sn
Sr
Ta
Th
U
W
Y
Zn
Zr
Ba
Ce
Co
er
La
Se
V
Be
l
3
2
52
79
33
2
14
262
3
2
l
l
7
7
2
4
97
35
58
21
284
141
10
4
2
3
23
10
O
4
40
55
76
24
20
239
25
4
7
3
9
3
l
2
23
59
78
38
10
79
11
5
2
l
14
6
18
6
47