Mögliche Korrelationen der SEE mit akzessorischen Mineralen und deren Elementen

Elementen

Anlässlich einer Publikation (CRAMER et al. in press) wurde der Entwurf von einem internatio-nal renommierten Experten für Marmorprove-nienzanalyse u.a. mit der Begründung zurück-gewiesen, die SEE könnten nicht als Herkunfts-indikatoren dienen. Erstens seien sie vor allem in akzessorischen Mineralien wie Apatit und Pyrit enthalten, und zweitens würden letztere bei der Probenaufbereitung aufgelöst und damit die ICP-MS-Messwerte komplett verändern;

aufgrund dieser Zufallsbedingtheit seien sie für die Provenienzanalyse ungeeignet. Diese Auf-fassung war ein zusätzlicher Anlass, eventuelle Korrelationen der SEE mit akzessorischen Mi-neralien in den Marmorproben genauer zu un-tersuchen. Mikroskopisch ließ sich ein solcher Zusammenhang nicht feststellen. Aber wenn die akzessorischen Mineralien eine ausschlagge-bende Rolle spielen würden, müsste sich dies in einer sprunghaften Zunahme der SEE und der für viele akzessorische Mineralphasen

charakte-ristischen chemischen Elemente ausdrücken, insbesondere Eisen und Phosphor.

Zwar stand weder die Erfassung von Phosphor mit-tels ICP-OES noch die von U, Zr oder Pb mitmit-tels ICP-MS im Vordergrund der Untersuchung, und einige dieser Daten sind nur sehr vorsichtig zu ver-wenden. Einmal liegen sie häufig im Bereich der

Nachweisgrenze, wurden von anderen Signalen teilweise überlagert oder können durch äußere Kon-taminationen beeinflusst sein. Jedoch zeigte sich z.B. auch bei niedrigen Bariumgehalten eine gute Übereinstimmung der mit beiden Messtechniken erhaltenen Daten.

ΣSEE Korrelationskoeffizienten (KRK) nach PEARSON (1966) mit 2-seitiger Signifikanz

Qz Cc Dol La Ce Pr Nd Sm Eu Gd Tb Dy Y Ho Er Tm Yb Lu ΣSEE KRK ,02 -,06 ,06 ,96** ,98** 1,00** 1,00**,98** ,96** ,93**,95** ,92** ,75** ,91** ,90** ,79** ,92** ,93** 1,00 Sig2 ,78 ,46 ,46 ,00 ,00 ,00 ,00 ,00 ,00 ,00 ,00 ,00 ,00 ,00 ,00 ,00 ,00 ,00 . N 138 138 138 307 306 275 279 246 225 261 229 261 300 240 262 209 252 210 310

Hf Pb Th U Rb Sr

ICP-MS Zr Cs Ba Ca Ba

OES Fe Mg

Gew% Mn P

Gew% Sr Zn δO δC KRK ,93** ,28** ,73** ,02 ,16 -,11 ,36** ,12 ,37** -,08 -,11 ,44** ,05 ,29** ,12 -,07 ,49** -,20** -,05 Sig2 ,00 ,00 ,00 ,70 ,29 ,06 ,00 ,25 ,00 ,27 ,34 ,00 ,39 ,00 ,39 ,27 ,00 ,00 ,43

N 28 274 167 259 48 297 274 92 277 199 85 261 261 261 51 262 111 258 258

Tabelle 12: Korrelationen zwischen ΣSEE und Elementen bzw. den Mineralphasen Quarz, Calcit und Dolomit

Im Kapitel 10.13 (Anhang auf S. 317) sind die mittels SPSS nach PEARSON (1966) ermittelten Korrelationen der chemischen Elemente zusam-mengefasst. Stark lineare Korrelationen können bei Korrelationskoeffizienten (KRK) zwischen 0,9-1 angenommen werden. Wegen der großen Datenmenge ließen sich dort auf einer Seite nur die reinen KRK angeben. Tabelle 12 gibt einen Auszug wieder, in dem zusätzlich die 2-seitigen Signifikanzniveaus⁴² und die Anzahl N der von der ΣSEE mit den anderen Elementen gebildeten Wertepaare⁴³ dargestellt sind. Neben trivialen Zusammenhängen, wie, dass hohe Dolomitge-halte stark positiv mit Mg korreliert sind, zeigt sich zwischen den SEE eine sehr hohe Korrelati-on oft bei 1, die sich auch in deren sehr ähnli-chen Verteilungsmustern niederschlägt. Gerade dort, wo sich Abweichungen von 1 zeigen, be-steht aber auch die Chance, dass diese durch lagerstättenspezifische Besonderheiten hervorge-rufen wurden und damit für die Herkunftsbe-stimmung geeignet sind. Dies gilt z.B. bei ΣSEE/Y. Bei Tm/ΣSEE zeigen sich ebenfalls

42 je näher Sig2 bei 0, desto höher die Wahrscheinlichkeit, dass das Ergebnis nicht zufällig ist, sondern eine reale linea-re Korlinea-relation ausdrückt.

43 N hängt von den aus einer Probe erhaltenen gemeinsamen Messwerten und der Überschreitung der Nachweisgrenze ab.

Unterschiede zwischen manchen Lagerstätten, aber aufgrund vieler fehlender Tm-Werte sind sie weniger brauchbar.

Signifikante, wenngleich meist wesentlich nied-rige KRKen bestehen z.B. zwischen der ΣSEE und Hf (0,93 - allerdings nur 28 Wertepaare!), Th, Zr, Pb und Zn. Hier ist jedoch unsicher, wieweit es sich um reale Werte handelt. So wei-sen die wenigen – sehr niedrigen! - Hf-Werte hohe KRKen zwischen 0,5-0,98 mit Th, U, Zr, Pb, Rb, Cs und Ba auf; Zr mit Th; Cs mit Quarz, Rb, Ba und teilweise Fe; Pb (<0,5) mit P, Th, Mn, Fe und δO usw. Lediglich für Zn liegt der KRK bei den SEE (um 0,5) deutlich höher als bei den anderen Elementen.

Interessanter sind die Korrelationen mit Fe und Mn, die weiter unten ausführlicher behandelt werden.

Die Ba-Werte zeigen deutlich die Grenzen einer lediglich auf KRKen gestützten Dateninterpreta-tion auf. Obwohl die mittels ICP-MS und OES ermittelten Werte ab etwa 1,5 ppm sehr gut ü-bereinstimmen, werden aufgrund niedrigerer Nachweisgrenzen bei ICP-OES nur 85 statt 277 Wertepaare gebildet. Und interessanterweise wird eine positive Korrelation gerade bei dem ICP-MS-basiertem Datensatz errechnet, der sehr niedrige Ba-Gehalte einschließt!

Eine weitere pauschale Auswertungsmöglichkeit wird bei der Faktorenanalyse gezeigt. An dieser Stelle werden jedoch zunächst Zusammenhänge

anhand der Diagramme in Abbildung 42 unter Einbeziehung der mittels SPSS errechneten KRKen untersucht.

In den meisten Diagrammen zeigen sich voll-kommen unregelmäßige Verteilungsmuster, aus deren Achsenabschnitten zugleich die Variation der chemischen Elemente in den untersuchten Marmoren abgelesen werden kann.

Die meisten P-Gehalte liegen unter der Nach-weisgrenze, sollten aber durch relevante Apatit-anteile erhöht sein, und mit ihnen auch die SEE.

In b) ist ein solcher Trend nicht erkennbar (le-diglich zwischen P und Pb wurde ein KRK von 0,4 bei 51 Wertepaaren errechnet). Beim Perga-monaltar, der eine sehr breite Spannweite der SEE mit teilweise hohen Gehalten aufweist, wurden nur gleichmäßig niedrige P-Gehalte ge-messen (a). Deutlicher ist der positive Trend bei Fe (e, f, g) und Mn c). Er wird auch durch die KRKen gestützt. Ein Blick auf die Datenpunkte relativiert aber die errechneten Korrelationen. Ihr Verteilungsmuster ähnelt einem Dreieck, dessen Hypotenuse von gleichzeitig anwachsenden Fe- und ΣSEE-Gehalten gebildet wird. Bei Betrach-tung der Pergamonaltar- sowie aller Marmara-Marmore verwischt für Fe die obere Grenzlinie fast vollständig zu einer Horizontalen.

Dass etwas mehr höhere Mg-Werte (d) auch bei höheren SEE-Gehalten auftreten, ist zufällig, zumal sich in diesem Bereich auch sehr niedrige Mg-Werte häufen. Von der für Ba (ICP-MS) errechneten Korrelation ist in i) nicht einmal ansatzweise etwas zu erkennen. Bei sämtlichen anderen Elementen zeigen sich ebenfalls sehr diffuse Verteilungsmuster.

Wird die ΣSEE durch einzelne SEE-Elemente ersetzt, ergibt sich ein ähnliches Bild. Auf-schlussreich ist, dass lediglich Cer p) in einem schmaleren Band stärker mit Fe korreliert, wobei dies bei den prokonnesischen Marmoren q) wie-derum nicht mehr zutrifft.

Wie sind diese Zusammenhänge zu deuten?

Selbstverständlich lässt sich nicht ausschließen, dass gelegentlich in akzessorischen Mineralien angereicherte SEE herausgelöst werden und die Messwerte beeinflussen. Sämtliche hiermit ver-bundenen Fragen zu klären, würde sowohl den Rahmen dieser Arbeit als auch die Möglichkei-ten der zur Verfügung stehenden Analytik sprengen. Doch erlauben die vorliegenden Daten eine hinreichend schlüssige Interpretation:

Mn wie Fe sind Elemente, die sehr gut in das Karbonatgitter eingebaut werden können. Wie in Kapitel 4.6.1 ausgeführt, trifft dies aber auch auf die SEE zu. Die in den Diagrammen auftreten-den Verteilungsmuster bestätigen dies. Bei Fe und Mn deutet die „Hypotenuse“ die obere Grenzlinie für koexistierende Gehalte an SEE und Fe bzw. Mn an. Unterhalb dieser erfolgt der Einbau je nach zur Verfügung stehendem Ele-mentinventar sowie den komplexen Bildungsbe-dingungen sehr unregelmäßig. Für die SEE kann eine nur geringe Veränderung des Ausgangsbe-stands während der Diagenese und Metamorpho-se angenommen werden. Anders bei Fe und Mn.

Auch wenn die durchschnittlichen Elementge-halte für Kalksteine in Tabelle 20 den Gesamt-chemismus einschließlich akzessorischer Fe-Minerale beinhalten, kommte es während der Marmorgenese zu stärkeren Verarmungen be-sonders von Fe und Mn im Karbonatgitter. Des-halb ist die Grenzlinie nicht direkt als „Gleich-gewichtszustand“ während der Sedimentation zu interpretieren⁴⁴. Geringer sind die Verarmungen von Sr, das fast vollständig in das Karbonatgitter eingebaut wird und überhaupt keine Korrelation mit den SEE zeigt (k) (und auch sonst nur mit Ba (KRK 0,5) und – besonders aufschlussreich – mit δC (0,3)). Jedenfalls wurde bei Fe-reichen ankeritischen Karbonatiten beobachtet, dass die-se, verglichen mit Calciten, besonders hohe SEE-Gehalte aufweisen (WALL & MARIANO

1996). Auch zu Fe-Hydroxiden zeigen die SEE eine höhere Affinität. Bei Mn zeigt sich ein auf die leichten SEE von La bis Dy beschränkter signifikanter KRK von 0,2-0,33, aber von 0,44 für Fe-Mn. Möglicherweise ist die SEE-Korrelation von Mn auch über die von Fe ge-koppelt.

Besonders eng ist der Zusammenhang zwischen Fe- und Ce-Gehalten (p) – mit einem KRK von 0,65! Dieser wird durch einen Blick auf die Er-gebnisse der Faktorenanalyse in Tabelle 17 auf Seite 84 noch besser interpretierbar: Fe, Mn und Quarz sind zusammen mit Cer in der Kompo-nente 3 mit hoher Faktorladung zusammenge-fasst. Für das SEE-Muster viel ausschlaggeben-der als zufällig erfasste SEE-Anreicherungen in akzessorischen Mineralen ist demnach der

44 Näheren Aufschluß über diese Fe-Verarmung im Verhältniss zu den SEE könnte die Untersuchung von mög-lichst reinen Kalksteinen liefern.

trag von kontinentalem Detritus in den marinen Sedimentationsraum. Die Verarmung von Cer in oxischem Meerwasser wird hierbei aufgehoben, mehr Cer (und Fe) kann in das Karbonatgitter eingebaut werden, was wiederum im Ver-schwinden der negativen Cer-Anomalie resul-tiert.

Für die Möglichkeit der Herkunftsbestimmung von Marmoren ist geradezu Voraussetzung, dass die Elementkorrelationen weder streng linear noch absolut zufällig sind. Erst dadurch lassen sich überhaupt lagerstättenspezifische Signatu-ren detektieSignatu-ren. Dies zeigt sich z.B. in den Dia-grammen der prokonnesischen Marmore (q), die bei sehr niedrigen Cer-Gehalten eine positive Korrelation mit Fe nicht einmal ansatzweise er-kennen lassen. Der niedrigeren Gesamtkorrelati-on zwischen Y und der ΣSEE stehen lagerstät-tenspezifische ΣSEE/Y-Verhältnisse gegenüber.

Ebenso beträgt der KRK von Sr mit Fe oder den SEE pauschal bei allen Marmoren 0, aber die Fe/Sr-Verhältnisse sind ein sehr nützliches Un-terscheidungsmerkmal zahlreicher Lagerstätten.

Zusammenfassend lassen sich auch unter den hier betrachteten Gesichtspunkten die Schluss-folgerungen von Kapitel 4.6.2 bekräftigen und folgendermaßen ergänzen:

1. In den weißen bis grauen Marmoren be-steht kein erkennbarer Zusammenhang zwischen den SEE-Gehalten und akzesso-rischen Mineralphasen.

2. Die mittels ICP-MS detektierten SEE-Gehalte sind wesentlich in das Karbonat-gitter eingebaut, können in ihren Absolut-gehalten stark variieren und werden durch die Marmorgenese beeinflusst.

3. Die SEE-Verteilungsmuster und Element-verhältnisse zeigen teilweise lagerstätten-spezifische Signaturen. Dies sind insbe-sondere ΣSEE/Y, Cerneg und Y/Ho, die zu-sammen mit Fe/Sr und anderen geochemi-schen und isotopigeochemi-schen Kennziffern eine für die Herkunftsbestimmung nützliche und manchmal unverzichtbare Ergänzung petrographischer Merkmale liefern können (vgl. Boxplots in Abbildung 72, S.95).

a)

b)

c)

d)

e)

f)

g)

h)

i)

k)

l)

m)

n)

o)

p)

q)

Abbildung 42 a-q: Korrelationsdiagramme der SEE und Y über Mg, Fe, Mn, Sr, Ba, Pb, P, U und Zr. Mg und P in Gew%, alle anderen Angaben in ppm. Soweit nicht anders angegeben, wurden weiße bis graue Marmo-re aller Lagerstätten und Museumsobjekte ausgewertet

4.7 Sauerstoff- und Kohlenstoffisotopie Für die Isotopenmessung an 378 Proben wur-den am GFZ-Potsdam je 10-15 mg Marmorpul-ver in Phosphorsäure aufgelöst und das aufge-fangene CO2 anschließend massenspektro-metrisch untersucht. Jede 6. Messung wurde mit einem Kalksteinstandard (KH-2) kalibriert. Die auf PDB normierten Messwerte sind in Promille Abweichung δPDB angegeben (s. Kapitel 3.4 und Tabelle im Anhang 10.14).

Probe/Platte am Telephosfries δΟ δC TF_B 34-2-u2 (2001) -3,00 3,20

TF_B34-2-o (1995) -3,20 3,30

TF_B34-01 (1995) -2,30 3,40

TF_Fr16 -0,90 3,40

TF_Fr16_01 (2001) -0,90 3,46

TF_Fr2 -8,90 2,60

TF_Fr2_01 (2001) ^{-7,36 2,75}

TF-P11-21u-1 -0,70 2,50

TF-P11-21-u2_01 (2001) -0,85 2,49

TF-P01-u1_01 -10,95 2,57

TF-P1-u2 (2001) -9,40 2,60

Tabelle 13: Isotopiewerte gleicher in 1995 und 2001 gemessener Telephosfriesplatten

Vergleichsmessungen an Probenmaterial vom Telephosfries, der bereits 1995 von F.J. Winkler an der Technischen Universität München isoto-pengeochemisch untersucht worden war, zeig-ten im Rahmen der natürlichen Schwankungen innerhalb einer Platte eine sehr gute Überein-stimmung (Tabelle 13). Sie belegen, dass bei guter Kalibrierung die Isotopiemesswerte in verschiedenen Laboratorien auch über einen längeren Zeitraum sehr gut reproduzierbar sind.

Die Variationen innerhalb einer Platte oder gar einer Marmorlagerstätte können demgegenüber wesentlich größer sein, wie für δO innerhalb zweier 1995 gemessener Fragmente der Platte 34 (Hervorhebung in Tabelle 13).

Abbildung 43: Isotopie untersuchter heller Marmore von Lagerstätten (ohne Prokonnesos). Selbst definierte Felder s. Kapitel 7.2. Im Hintergrund Felder nach MOENS et al. (1992) und HERZ (1987) A: Aphrodisias, BG:

Bafa-See, C: Carrara, D: Dokimeion-Afyon, Ef: Ephesos, Hym: Hymettos, N: Naxos, PA: Paros, PE: Penteli-kon, PR: Prokonnesos-Marmara, T: Thasos, U: Uşak.

Abbildung 44: Isotopie der meisten antiken Objekte (ohne prokonnesische Marmore). Felder nach MOENS et al. (1992) und HERZ (1987), Lagerstättenlegende Abbildung 13

In Abbildung 43 sind die δC/δO-Isotopendaten der meisten untersuchten Lagerstättenmarmore aufgetragen. Im Hintergrund sind noch eini-germaßen übersichtliche Felder klassischer Marmorlagerstätten (MOENS et al. 1992) darge-stellt, ergänzt durch eigene Eintragungen nach HERZ (1987) von Hymettos, Ephesos und den Brüchen am Ostufer des Bafa-Sees. Diese Fel-der dienen auch heute noch Fel-der mit Fel-der Mar-morherkunftsbestimmung beschäftigten Fach-welt als Referenzpunkt. Die verwirrende Viel-falt der Isotopenverteilung verringert sich etwas in Abbildung 44, in der die Isotopenpaare der meisten untersuchten antiken Objekte (insbe-sondere ohne die zahlreichen Proben des Per-gamonaltars prokonnesischer Herkunft, die vie-le der Messwerte überdecken würden) schon enger gruppiert sind und verdeutlichen, dass zumindest untereinander Zugehörigkeiten be-stehen. In Kapitel 7.2 werden die meisten La-gerstätten- und Museumsmesswerte einschließ-lich der prokonnesischen aufgeschlüsselt und erläutert, sowie auch selbst defininierte Felder vorgestellt. Da die Felder nach MOENS et al.

(1992) und HERZ (1987) jedoch auf einen we-sentlich größeren Datensatz klassischer

Mar-morlagerstätten beruhen und bekannter sind, werden sie hier meist verwendet.

Bei der Analyse der Häufigkeitsverteilung (Abbildung 45) wird besonders deutlich, dass sich bei den Sauerstoffisotopen die meisten Werte der 391 Marmorproben rechtsseitig um -4 gruppieren, dem Mittelwert mariner Karbo-nate, bei den Kohlenstoffisotopen hingegen symmetrischer um 2,4 verteilt sind. Die Haupt-menge der Isotopiemesswerte schart sich im Intervall 1<δC<4 und -6<δΟ<-1, wobei die Sauerstoffisotopie auch wesentlich weiter in den Bereich negativerer Werte ausgreifen kann und oft über -11 bis -16 hinausgeht. Hierbei spielt allerdings die große Zahl prokonnesischer Marmorproben eine Rolle, deren Hauptinterval-le für δO zwischen -0,5 und -4 und für δC zwi-schen 2 und 3,5 liegen. Umgekehrt würde sich ohne den recht hohen Anteil der Meßproben von Marmoren aus Ephesos, Paros-Lychnites, Phourni und Magnesia mit δC-Werten um 4,5 die Verteilung weiter in Richtung auf leichtere δC-Werte verlagern. Eine größere Zahl penteli-scher oder Naxos-Marmore würde zu Häufun-gen im Bereich besonders leichter O-Isotopen führen, und umgekehrt viele Proben von

Tha-sos-Aliki den Schwerpunkt nach rechts ver-schieben, während die in Abbildung 43 und Abbildung 44 nicht dargestellten prokonnesi-schen Marmore wiederum meist im oben ange-gebenen Intervall liegen. Insbesondere Isoto-piemesswerte außerhalb dieses Intervalls schränken die Zahl infragekommender Lager-stätten stärker ein, legen sie jedoch keineswegs zweifelsfrei fest. Zudem zeigen die meisten Lagerstätten (z.B. unter den hier gemessenen besonders Priene) eine beträchtliche Variati-onsbreite, während andere recht eng umgrenzte Felder belegen.

dO

-,50-1,50-2,50-3,50-4,50-5,50-6,50-7,50-8,50-9,50-10,50-11,50-12,50-13,50-14,50-15,50

Häufigkeit

40

30

20

10

0

Std.abw. = 2,85 Mittel = -3,90 N = 391,00

dC

6,255,755,254,754,253,753,252,752,251,751,25,75,25-,25-,75-1,25-1,75-2,25

Häufigkeit

70

60

50

40

30

20

10

0

Std.abw. = 1,14 Mittel = 2,42 N = 391,00

Abbildung 45: δO- und δC-Häufigkeitsdiagramme mit Normalverteilungskurve

Aus all diesen Gründen werden weitere Isoto-piemesswerte detaillierter im Zusammenhang mit anderen Merkmalen bei der Besprechung der jeweiligen Lagerstätten bzw. antiken Objek-te dargesObjek-tellt.

Hier sei nur auf folgende Besonderheiten hin-gewiesen:

Keine der Marmorproben mit δC >3,8 gehört der Marmorhülle des Menderes-Massivs an, die meisten hingegen dem durch Hochdruckmeta-morphose gekennzeichnetem Kykladischen Komplex, dessen Ausläufer von Paros über Phourni bis in die Region von Ephesos und Magnesia reichen (s. Kapitel 6.4.2 und bes.

1.1.1).

Die höchsten gemessenen δC Werte stammen von parischen Lychnites (δC 5,44 / δΟ -3,00) mit relativ hohen Sr-Werten, für deren Aus-gangsgesteine ein hochsalinares Bildungsmilieu angenommen wird. Übertroffen werden diese nur noch durch eine sehr grobkörnige (MGS 7,2, AGS 3 mm) weiße Marmorprobe aus dem afrikanischen Benin (δC 6,39 / δO -4,19) mit extrem hohen Gehalten an Sr (1400) und Ba (134 ppm).

Wie auch bei der Untersuchung der Korrelatio-nen und durch die Faktorenanalyse (Kapitel 4.10) bestätigt, besteht generell kein Zusam-menhang zwischen chemischer Zusammenset-zung der Marmore und ihrer Isotopie – mit ei-ner Ausnahme: Kohlenstoffisotopie und Sr sind miteinander positiv korreliert. Dies deckt sich mit der bekannten Annahme, dass die Aus-gangsgesteine von Marmoren mit hohen δC-Werten in einem stärker salinaren Milieu gebil-det wurden. Dieser Zusammenhang darf jedoch nicht überinterpretiert werden, zumal es wäh-rend der Diagenese und Metamorphose zu star-ken Änderungen der chemischen und isotopi-schen Zusammensetzung kommen kann. Er lässt sich besonders gut dort zeigen, wo stärkere Variationen der Kohlenstoffisotopie auftreten, wie z.B. im Bereich der parischen Lychnites (Abbildung 46). Bei diesen Proben können die Schwankungen durch Hinzuziehung der Werte des sehr mobilen Elements Eisen (Fe/Sr in Abbildung 47) weiter minimiert werden.

Abbildung 46: Positive Korrelation von Kohlenstoff-isotopie und Sr (Paros-Lychnites)

Abbildung 47: Negative Korrelation der Kohlenstoff-isotopie mit Fe/Sr mit geringerer Abweichung als nur bei Sr

Abbildung 48: Marmorproben mit Verarmung schwerer Isotope. Das PR-2-Feld entstand offensichtlich aus PR-1-Marmoren auf Marmara (Prokonnesos) infolge von Wechselwirkung mit an schweren O-Isotopen ver-armten Lösungen, die aus Schiefer- und Lamprophyrbildungsprozessen herrührten (unterbrochene Pfeillinie)

In Abbildung 48 sind Isotopiewerte von Proben eingetragen, die gegenüber den „normalen“

klassischen Marmorlagerstätten eine starke Verarmung der schweren Isotope aufweisen.

Aus Marmara-Marmoren gebildete Karstkalk-sinter weisen die negativsten δC-Werte auf – noch unterhalb des von ANDERSON & ARTHUR

(1983) für Süßwasserkalke angegeben Feldes (vgl. Abbildung 14). Hierin drückt sich eine Angleichung an Isotopieverhältnisse in meteori-schen Wässern aus. Auch die meisten Kalkstei-ne und feinkörnigen Marmore zeigen ein mehr

oder minder starkes Vorherrschen leichter Iso-tope. Der mittelkörnige weiße Marmor von Ephesos-Kuşini und der dunkle Kalkstein aus der Siebenschläferhöhle⁴⁵ südlich von Ephesos haben sehr ähnliche Isotopiewerte. Auf die star-ke Variation gerade der ephesischen Marmore (mit zahlreichen δC-Werten über +4) wird im Kapitel 6.5.1 eingegangen. Sie gehören neben denen von Aphrodisias und Afyon-Dokimeia zu

45 Zur Namensgebung s. Fußnote 59 im Ephesoskapitel.

den Lagerstättenrevieren mit besonders häufi-gen negativen Werten. Auch nicht alle δC-negativen Myus- und Priene-Geländeproben sind dunkel oder feinkörnig – anders als die von Stratonikeia.

Sämtliche Marmore aus dem Kozak nördlich von Bergama zeigen eine stark negative O-Isotopie. Dies gilt sowohl für die mittel-grobkörnigen Akkaya-Marmore (deren isotopi-sche Nähe zu Proben des Pergamonaltars zu-nächst ihre fälschlicherweise vermutete Ver-wendung als sein Baumaterial zu bekräftigen schien) als auch für die feinkörnigen Marmore von Eski Maden mit einer sehr schweren Koh-lenstoffisotopie bis +4,5.

Abbildung 48 könnte aber auch Aufschluss ge-ben über Entstehungsursachen des von uns 1995 (CRAMER 1996) vermuteten und unterdes-sen auch von anderen Autoren (GORGONI et al.

2002) festgestellten 2. Isotopenfeldes PR-2 der prokonnesischen Marmore. Analysierte Mar-morfragmente in Schiefern und magmatischen Ganggesteinen (Lamprophyren) von Marmara weisen durchweg eine starke Verarmung der schweren Isotopen auf (δC –1,88 bis –2,96;

δΟ –8,44 bis –12,66). Da der Sauerstoffisoto-pentransport in Marmoren wesentlich schneller verläuft als der der Kohlenstoffisotope, kann angenommen werden, dass im Zusammenhang mit magmatischen und metamorphen Prozessen aufgetretene Fluide die δO-Signatur eines Teils der prokonnesischen Marmore um bis 10‰ in Richtung leichterer Werte verschoben haben.

Gegen die Annahme einer wesentlich verwitte-rungsbedingten Verarmung (durch Interaktion mit in Regenwasser gelöstem CO2) der schwe-ren Sauerstoffisotopen spricht auch die Beo-bachtung, dass diese oft mit einer Verarmung der schweren Kohlenstoffisotope einhergeht.

Dies lässt sich aber beim Vergleich mit dem klassischen prokonnesischen Feld PR-1 nicht beobachten, anders als bei einem dolomithalti-gen (XRD 4 Gew%, Mg 1,1 Gew%) Proben-fragment von Doğu Camlik. Sein auch niedrige-rer δC-Wert (0,61, δΟ -12,96) trug dazu bei, dass er nicht für die Definierung des PR-2-Feldes aufgenommen wurde. Diese und andere Aspekte werden im Kapitel 6.1.2 und gegebe-nenfalls bei den entsprechenden Lagerstätten und Museumsproben detaillierter diskutiert.

Eine Korrelation zwischen Kornvergröberung und Verarmung der schweren

Sauerstoffisoto-pen infolge höherer Metamorphose konnte nicht bestätigt werden, mag aber in Einzelfällen ge-geben sein. Unter der Annahme einer gleichen lithologischen Ausgangssequenz der Kykla-denmarmore war z.B. GERMANN & KNOLL

(1987) aufgefallen, dass die parischen Marmore ein Feld mit schwereren δO-Werten belegen als die infolge intensiver sekundärer Metamorpho-se deutlich grobkörnigeren Naxos-Marmore.

Ein ähnliches Phänomen lässt sich tendenziell an einigen Objekten aus etwas grobkörnigeren prokonnesischen Marmoren mit niedrigen δO-Werten beobachten (s. Telephosfries in Abbildung 323 und Abbildung 324 auf S. 225).

4.8 Elementkorrelationen und

Im Dokument Multivariate Herkunftsanalyse von Marmor auf petrographischer und geochemischer Basis (Seite 70-80)