Folgt man der R555 von Steelpoort entlang des Steelpoort River Valley Richtung Südwesten, gelangt man nach ca. 5 km an eine Abzweigung Richtung Süden, die zur Tweefontein Chrome Mine führt. Vorbei an den Aufbereitungsanlagen und anderen Betriebsgebäuden führt die Straße durch Anorthosite und Norite der oberen Kritischen Zone. Nach ca. 8 km wird ein Straßenanschnitt erreicht, der für ca. 50 Meter die Tweefontein Pegmatit-Pipe aufschließt (Abb. 7.2.1).

 

Abb. 7.2.1: Der dunklere Klinopyroxen-Pegmatit durchschlägt in meterlangen, diskordanten Pipes das helle, leukonoritische bis anorthositische Nebengestein der oberen Kritischen Zone. Blick nach Osten.

 

Aus dem Bushveld-Komplex sind mehrere zu ihrem Nebengestein stets diskordante, subvertikale, gangartige pegmatitische, zonierte Körper bekannt, die aufgrund ihrer stellenweise hohen PGE-Mineralisation bis in die 1960er Jahre abgebaut wurden. Dabei können die PGE-führenden, magnesiumreichen Pegmatite der Kritischen und Unteren Zone von den häufigeren, eher eisenreichen Pegmatiten unterschieden werden, die bevorzugt in der Haupt- bis oberen Kritischen Zone auftreten und keine abbauwürdigen PGE-Konzentrationen enthalten.

Der Tweefontein Pegmatitkörper liegt in der oberen Kritischen Zone ca. 150 m oberhalb des Middle Group Chromitite Layer (MG) und ca. 30 m unterhalb des ersten Upper Group Chromitite Layer (UG1). Er gehört zu den magnesiumreicheren Pegmatiten und durchschlägt seine benachbarten Anorthosite und Leukonorite vertikal, wobei er meist scharfe, jedoch irreguläre Kontakte aufweist und kleinere apophysenartige Gänge schlägt (Abb. 7.2.2). Vergleichbar mit der Zonierung der anderen bekannten Pegmatit-Pipes des Bushveld Komplexes, lässt sich auch die Tweefontein Pipe in ein olivinreiches, chromititführendes Zentrum aus Dunit, Lherzolit und Wehrlit und eine von Klinopyroxenit dominierte Schale einteilen (Tegner et al. 1994). Im Straßenaufschluss ist nicht der Kern, sondern die äußere Schale der Pipe angeschnitten.

Die pegmatitischen Klinopyroxenite sind grobkristalline, grünlich-braune Gesteine, die zu 70-90% aus Klinopyroxen, zu 10-15% aus Orthopyroxen und zu weniger als 10% aus Plagioklas bestehen (Tegner et al. 1994). Seine benachbarten helleren, leukonoritischen bis anorthositischen Gesteine enthalten 75-95% Plagioklas, ca. 10% Orthopyroxen und <5% Klinopyroxen (Tegner et al. 1994), wobei die Pyroxene oft als Oikokrysten auftreten und dem Gestein eine „mottled“ (scheckige) oder „spotted“ (getupfte) Textur verleihen. Die Menge und Größe der Oikokrysten variiert vertikal und verursacht somit eine texturelle Schichtung (Abb. 7.2.2 c).

Abb. 7.2.2 : Die Kontakte zwischen den „mottled“ oder „spotted“ Anorthositen  und den pegmatitischen Klinopyroxenen  sind in der Regel scharf, jedoch irregulär und „ausgefranst“:

(a) Der Kontakt von Klinopyroxenit und Anorthosit ist scharf, kann jedoch auch dünne Pyroxen-Kontaktsäume zeigen. Maßstab 2 cm.

(b) Auch der bisweilen ausgefranste Kontakt zwischen Klinopyroxenit und Anorthosit könnte ein Hinweis auf metasomatisches Replacement sein. Maßstab 2 cm.

(c) Der sonst vertikal verlaufende Klinopyroxenit schlägt einen massiven Gang horizontal in den Anorthosit. Dieser zeigt genau an derselben Stelle eine Schichtgrenze zwischen  „mottled „Anorthosit mit 1 cm großen  Pyroxenkristallen und “spotted“ Anorthosit mit nur wenigen mm großen Pyroxenkristallen. Möglicherweise vereinfachte diese Diskontinuität das Eindringen des Ganges.

(d) Aus dem Klinopyroxenit schlagen jedoch auch fingerartige, dünnere Apophysen ins Nebengestein.

Die Pegmatite des Bushveld-Komplexes wurden zunächst als ultramafische Intrusionen von kumulativer Restschmelze interpretiert. Jüngere Publikationen jedoch bevorzugen einen metasomatischen Ursprung, bei dem das anorthositische bzw. leukonoritische Gestein durch Klinopyroxenite ersetzt wurde (Cameron & Desborough 1964, Schiffries 1982; von Gruenewaldt 1979; Viljoen & Scoon 1985). Dabei liefert eine Serie von Chromititbändern, die sowohl die pegmatitische Pipe als auch das Nebengestein durchziehen und nicht versetzt wurden, wie es bei einer Intrusion erwartet würde, das Hauptargument gegen das rein intrusive Modell. Dieses Argument hielt jedoch einer weiteren Prüfung nicht stand, da die Chromitite in den pegmatitischen Körpern oft als Bruchstücke und nicht als durchgehende Bänder zu finden waren und sich außerdem Hinweise auf Vertikalversatz fanden (Viljoen & Scoon 1985, Tegner et al.1994).

In Tweefontein können für das neuere Replacement-Modell drei Argumente aufgezeigt werden: Die Kontakte zwischen dem Leukonorit und den Klinopyroxeniten sind scharf, jedoch häufig gezackt oder mit undeutlichen Kontaktsäumen (Abb. 7.2.2 a,b). Weiterhin sind die gegenüberliegenden Seiten der Klinopyroxenit-„Gänge“ asymmetrisch ausgebildet, die Ränder sind irregulär und schlagen subhorizontale, teils fingerartige Apophysen ins Nebengestein (Abb. 7.2.2 c,d). In den Klinopyroxeniten finden sich außerdem anorthositische Xenolithe, die stets dieselbe horizontale texturelle Schichtung zeigen wie die direkt benachbarten Anorthosite zu beiden Seiten der Klinopyroxenit-„Gänge“. Da für intrusiv entstandene Xenolithe eine Rotation wahrscheinlicher wäre, impliziert diese Beobachtung einen in-situ Ersatz.

Für Tweefontein wird die Intrusion eines olivinreichen Magmas unter Assimilation und Ersetzung des Nebengesteins durch Klinopyroxenite postuliert. Auch wenn mikroskopisch ehemalige Plagioklaskörner zu erkennen sind, die durch Klinopyroxene ersetzt wurden, wirft diese Erklärung jedoch stöchiometrische und fluidmechanische Fragen auf. Auch der Grad der Beteiligung sowie die Herkunft und Zusammensetzung der Fluide, die die Ersetzung des Leukonorits herbeiführten, ist weitestgehend ungeklärt. Sie beruhen vor allem auf Vergleichen mit anderen geschichteten mafischen Intrusionen in Norwegen oder Grönland. Vermutlich handelte es sich um ein heißes, wässriges Fluid, da dieses bevorzugt Magnesium entfernen kann, und als Resultat Klinopyroxen über Orthopyroxen dominiert. Auch die Präsenz von Hornblenden impliziert auch eine Beteiligung von Wasser (Tegner et al. 1994).