Abb. 1: Oslo-Basalt (Augit-Plagioklas-Basalt) mit schlanken Plagioklas-Leisten, schwarzgrünen Pyroxen-Einsprenglingen und rötlichen Körnern aus alteriertem Olivin. Breite 11 cm, Geschiebe von Slagentangen (NOR), Slg. T. Brückner.
Basaltische Gesteine wurden im Oslograben in großem Umfang und über den gesamten, etwa 35 Millionen Jahre währenden Zeitraum seiner magmatischen Aktivität zutage gefördert (300-265 Ma). Den Beginn der vulkanischen Tätigkeit markiert ein mächtiger, als B1 bezeichneter Deckenerguss. Darüber folgen die Rhombenporphyr-Lagen, denen weitere Basalte zwischengeschaltet sind (B2-B4). In der Reifephase des Riftings entstanden große basaltische Zentralvulkane (B5). Die älteren Basalte sind überwiegend Basanite bis Alkali-Olivin-Basalte, die jüngeren tholeiitische Basalte. Von den einst mächtigen Ablagerungen sind heute nur noch Relikte übrig, die insgesamt eine vergleichsweise kleine Fläche von rund 220 km² einnehmen. Das größte zusammenhängende Basalt-Gebiet sind mit 45 km² die Skien-Basalte (B1) im Südwesten des Oslogebietes (SEGELSTAD 1979).
OFTEDAHL 1952 unterscheidet vier Typen von Oslobasalten, eine aphyrische Variante und drei porphyrische Gefüge, neben Mandelsteinen und Ankaramiten. Seine Bezeichnungen werden hier übernommen, gleichwohl „Plagioklas-Basalt“ korrekterweise plagioklas-porphyrischer Basalt heißen müsste. Die Bezeichnung „Basalt“ ist ebenfalls eine Vereinfachung, da neben Basalten im engeren petrographischen Sinne auch Basanite und Trachybasalte auftreten. Eine Unterscheidung mit makroskopischen Mitteln ist in der Regel kaum möglich. Deutlich körnige gabbroide oder doleritartige basische Gesteine kommen im Oslogebiet nur untergeordnet vor (s. Abschnitt „Oslo-Essexit“).
Einige Varianten der porphyrischen Oslo-Basalte sind als Geschiebe erkennbar, z. B. Plagioklas-Basalte mit Epidot-Mandeln (Abb. 22), einige Plagioklas-Augit-Basalte (Abb. 1). Voraussetzung für entsprechende Funde ist das gleichzeitige Auftreten von Rhombenporphyren, Larvikit oder Nordmarkit. Eine ausführliche Beschreibung der Oslo-Basalte bietet die Arbeit von JENSCH 2014, s. a. SMED & EHLERS 2002: 124-125 und ZANDSTRA 1999: 352-357.
In einer hell- bis dunkelgrauen und feinkörnigen Grundmasse liegen schwarze bis schwarzgrüne Augit- bzw. Klinopyroxen-Einsprenglinge. Sie erreichen eine Länge von 3-10, maximal 20 mm, viele sind idiomorph ausgebildet und weisen einen säulenförmigen Habitus sowie einen lebhaften Glasglanz auf. Kopfschnitte zeigen die typische sechseckige Form (Abb. 4). Die Einsprenglingsdichte ist variabel. Untergeordnet tritt Olivin auf, entweder serpentinisierte rotbraune Körner, in nicht mehr bestimmbaren Relikten oder, selten, als weitgehend unveränderte grüne Körner. Weiße Calcit-Mandeln sind häufig zu beobachten. Plagioklas fehlt weitgehend, die Grundmasse feinkörniger Varianten zeigt aber gelegentlich ein ophitisches Gefüge aus winzigen und dicht an dicht liegenden Plagioklasleisten (Abb. 4). Bei basaltischen Gesteinen mit Pyroxen- und Olivin-Einsprenglingen, ohne ophitische Grundmasse, könnte es sich auch um Basanite handeln (Abb. 8). Der augitporphyrische Oslo-Basalt wird manchmal verkürzt als Augit-Porphyr bezeichnet.
Abb. 2: Oslo-Augit-Basalt, Breite 8 cm, ex coll. H. Arildskov, Geschiebe vom Limfjord (DK).Abb. 3: Oslo-Augit-Basalt mit breiten und auffällig grünen Pyroxen-Einsprenglingen, Breite 18 cm, Geschiebe von Slagentangen (NOR), Slg. T. Brückner.Abb. 4: Die Nahaufnahme zeigt ein ophitisches Gefüge (fein verfilzte Plagioklas-Leisten) innerhalb der Grundmasse.Abb. 5: Oslo-Augit-Basalt, Breite 14,5 cm, ex coll. H. Arildskov, Geschiebe von Tofteholmen (NOR). Nach der Beschreibung von Brögger 1897: 48-61 wurde der Fund als Camptonit bestimmt, allerdings weist die Grundmasse ein ophitisches Gefüge auf (s. u.). Die helleren gelblichen Einsprenglinge sind serpentinierter Olivin.Abb. 6: Oslo-Augit-Basalt, nass, Breite 20 cm, Slg. T. Brückner, Geschiebe Broager (DK). Einige der grünen Pyroxen-Kopfschnitte weisen eine Zonierung auf (heller Kern – dunkler Rand).Abb. 7: Oslo-Augit-Basalt?, ex coll. H. Arildskov, Geschiebe von Filtvet (NOR).Abb. 8: Detailaufnahme der nassen Oberfläche mit rötlichen und gelblichbraunen Olivin-Relikten. Die Grundmasse ist nicht ophitisch. Es könnte sich auch um einen Basanit oder Camptonit handeln.
Der Pyroxen-Basalt Abb. 9-11 enthält neben schwarzen auch grünliche, seidig schillernde Pyroxen-Einsprenglinge (wahrscheinlich zurückzuführen auf feinste Entmischungslamellen).
Abb. 9: Pyroxen-Basalt, Geschiebe von Tofte (NOR), leg. F. Wilcke.Abb. 10: NahaufnahmeAbb. 11: Nahaufnahme der Schnittfläche.Abb. 12: Olivin-Augit-Basalt (oder Camptonit?) mit gedrungenen Pyroxen-Einsprenglingen, alteriertem Olivin und wenig braunem Amphibol (?). Geschiebe von Filtvet/Hurum (NOR), ex coll. H. Arildskov.Abb. 13: In der feinkörnigen Grundmasse sind zahlreiche rötlichbraune Körner von alteriertem Olivin sowie mäßig viele Feldpatleisten erkennbar.
Das lamprophyrische Ganggestein Camptonit kann ganz ähnlich aussehen und dürfte nur schwer von pyroxenreichen Basalten oder Basaniten zu unterscheiden sein, als Geschiebe aber auch viel seltener auftreten. Camptonite enthalten keine Plagioklas-Einsprenglinge. Die feinkörnige Grundmasse weist kein ophitisches Gefüge auf, vielmehr ist sie körnig und besteht zum großen Teil aus Pyroxen und Olivin. Bei den Funden in Abb. 7-8 und 12-13 könnte es sich auch um Camptonite handeln. Ähnlichkeiten bestehen weiterhin zwischen Augit-Basalten und porphyrischem Pyroxenit. Dieses schwarze, als Geschiebe außerordentlich seltene Gestein besteht fast ausschließlich aus Pyroxen und Erz und weist ein beträchtlich höheres spezifisches Gewicht auf. Nennenswerte Mengen an Feldspat fehlen (vgl. Beschreibung in ZANDSTRA 1988: 399).
2.Augit-Plagioklas-Basalt
Der Augit-Plagioklas-Basalt (augit- und plagioklas-porphyrischer Oslo-Basalt) ist der häufigste Typ unter den Oslo-Basalten. Die mittelgraue bis grauschwarze und feinkörnige bis dichte Grundmasse enthält neben schwarzen Pyroxen-Einsprenglingen sehr schlanke und leistenförmige Plagioklase von 2 bis 15 mm Länge. Kleinere rote oder rotbraune Körner sind ein Hinweis auf umgewandelten Olivin. Hinzutreten können mit Epidot oder Calcit gefüllte Mandeln. Abb. 1 und 15 zeigt zwei typische Vertreter, die als Geschiebefund klar dem Oslograben zugeordnet werden können.
Abb. 14: vergleichsweise einsprenglingsarmer Augit-Plagioklas-Basalt, Geschiebe von Hirtshals (DK), Breite 8 cm.Abb. 15: Augit-Plagioklas-Basalt als Mandelstein, Geschiebe von Norre Vorupör (DK), Slg. E. Figaj.Abb. 16: Nahaufnahme, feine Plagioklas-Leisten und säulenförmige schwarze Augit-Einsprenglinge in einer grauvioletten und feinkörnigen Grundmasse.
Viele Basalte aus dem Oslograben enthalten auffällig schlanke Plagioklas-Einsprenglinge. Innerhalb einer Probe weisen sie mehr oder weniger ähnliche Größen auf, von wenigen mm großen und sehr filigranen Einsprenglingen über leistenförmige Kristalle von 10-15 mm Länge, im Ausnahmefall bis 4 cm. Das Verhältnis von Breite zu Länge beträgt etwa 1:10. Die Plagioklase sind regellos im Gestein verteilt, gelegentlich lassen sich parallel ausgerichtete Ansammlungen mehrerer Leisten (Abb. 22, 24) oder sternförmige Anhäufungen (glomerophyrisches Gefüge, Abb. 25-29) beobachten. Durch Alteration können die Feldspäte grünlich oder blass rötlichbraun verfärbt sein.
Schlanke Plagioklas-Einsprenglinge allein, wie in den Basalt-Geschieben Abb. 17-18, reichen zur sicheren Bestimmung als Oslo-Basalt nicht aus, ähnliche Gesteine sind auch aus anderen Gebieten bekannt (NW-Dolerit aus Schonen oder Dolerite der Almesåkra-Gruppe in Småland). Charakteristisch für den Oslograben ist eine Kombination mit zahlreichen hellgrünen Epidot-Mandeln (Abb. 22-24) sowie Basalte mit 2-3 cm langen, teilweise in Epidot umgewandelten Plagioklas-Leisten (Abb. 19-21).
Porphyrische Oslo-Basalte mit vielen Mandeln wie in Abb. 15, 22 und 30 können als Oslobasalt-Mandelstein bezeichnet werden. Die ehemaligen Blasenhohlräume sind weiß, schwarz, rötlich oder grün gefärbt und mit Mineralen wie Chalcedon, Kalzit, Epidot oder Seladonit gefüllt.
Abb. 17: Plagioklas-Basalt, Geschiebe aus Dänemark, Breite 11,5 cm, Slg. T. Brückner.Abb. 18: Plagioklas-Basalt mit annähernd dichter Grundmasse, Geschiebe aus Jütland, Breite 12,5 cm, Slg. T. Brückner.Abb. 19: Oslo-Basalt mit leistenförmigen Plagioklas-Einsprenglingen sowie hellgrünen Epidot-Mandeln. Anstehendprobe von Hangenveien im Lommedalen (NOR), N59.96711, E10.50633, M. Bräunlich leg. 2012.Abb. 20: Oslo-Basalt, Plagioklas-Basalt mit Epidot, polierte Schnittfläche, Geschiebe von Tofte (NOR), Slg. F. Wilcke.Abb. 21: Nahaufnahme. Einige der Plagioklas-Leisten wurden teilweise in hellgrünen Epidot umgewandelt.Abb. 22: einsprenglingsreicher Plagioklas-Basalt mit Epidot-Mandeln (Oslo-Basalt), Geschiebe von Stenvik/Tofte (NOR), ex coll. H. Arildskov.Abb. 23: Plagioklas-Basalt mit Epidot-Mandeln und vereinzelten Pyroxen-Einsprenglingen, Geschiebe von Jütland, Slg. E. Figaj.Abb. 24: Oslo-Basalt mit grünlichen Plagioklasen und leicht ausgewitterten Mandeln, Fundort unbekannt, ex coll. H. Arildskov.
Abb. 25
Abb. 26
Abb. 25, 26: Plagioklas-Basalt mit sternförmigen Plagioklas-Ansammlungen („Stjerneporfyr“), Anstehendprobe von Jelöya/Oslofjord, ex coll. H. Arildskov.
Abb. 27: Oslobasalt (Augit-Plagioklas-Basalt) mit sternförmigen Plagioklas-Aggregaten, nasse Schnittfläche, Breite 16 cm, Slagentangen (NOR), Slg. T. Brückner.Abb. 28: gleicher Stein, Nahaufnahme der nassen Schnittfläche.Abb. 29: nasse Schnittfläche eines Oslo-Basalts (Augit-Plagioklas-Basalt) mit einer Abfolge grauer, grünlicher und brauner Farben der Grundmasse sowie dunklen Mandeln. Breite 16 cm, Slagentangen (NOR), Slg. T. Brückner.
Abb. 30
Abb. 31
Abb. 30, 31: Oslo-Basalt-Mandelstein mit brauner Grundmasse, lachsfarbenen Plagioklasen und zahlreichen Mandeln. Polierte Schnittfläche, Geschiebe von der Insel Moss, Oslofjord (NOR), Slg. F. Wilcke.
4. Ankaramit
Alkalireiche Basalte mit zahlreichen Pyroxen- und Olivin-Einsprenglingen können als Ankaramit bezeichnet werden. Sie treten im Oslograben untergeordnet neben Basaniten auf, z. B. innerhalb der Basaltlage B3. Olivin bildet in der Regel rote Pseudomorphosen, gelegentlich sind auch wenig umgewandelte (grüne) oder teilumgewandelte Körner (grün mit rotem Saum) zu beobachten. Als optionalen Bestandteil nennt JENSCH 2014 schwarze und quarzartig durchscheinende Granat-Körner mit kräftigem Glasglanz (Melanit). Die Ankaramite aus dem Oslograben dürften außerhalb von Norwegen nur sehr selten als Geschiebe zu finden sein. Ob sie laut JENSCH 2014 allein anhand ihrer dunkleren Grundmasse von den Schonen-Lamprophyren unterscheidbar sind, ist zweifelhaft.
Abb. 32: Ankaramit mit schwarzen Pyroxen- und grünen sowie rötlichbraunen (serpentinisierten) Olivin-Einsprenglingen. Breite 83 mm, Geschiebe von Storsand (NOR), ex coll. H. Arildskov.
OFTEDAHL C 1952 Studies on the igneous rock complex of the Oslo region. XII. The Lavas – Skrifter utgitt av Det Norske Videnskaps-Akademi i Oslo (I) Matematisk-Naturvidenskapelig Klasse 3: 64 S., 21 Abb., 6 Tab., Oslo (Universitetsforlag).
SEGELSTAD T V 1979 Petrology of the Skien basaltic rocks, southwestern Oslo Region, Norway. – Lithos 12: 221-239. Oslo. ISSN 0024-4937.
SMED P & EHLERS J 2002 Steine aus dem Norden (2.Aufl.) – 194 S., 34 Taf., 67 Abb., 1 Kte. (rev. 2008), Berlin, Stuttgart (Gebr. Borntraeger).
ZANDSTRA J G 1988 Noordelijke Kristallijne Gidsgesteenten. Een beschrijving van ruim tweehonderd gesteentetypen (zwerfstenen) uit Fennoscandinavië – XIII+469 S., 118 Abb., 51 Zeichnungen, XXXII farbige Abb., 43 Tab., 1 sep. Kte., Leiden etc. (Brill).
ZANDSTRA J G 1999 Platenatlas van noordelijke kristallijne gidsgesteenten, Foto’s in kleur met toelichting van gesteentetypen van Fennoscandinavië – XII+412 S., 272+12 unnum. Farb-Taf., 31 S/W-Abb., 5 Tab., Leiden (Backhuys).
Abb. 1: Graue, grüne und weiße bis gelbliche Farben kennzeichnen die Hornfelse aus dem Oslograben. Geschiebe aus der Vigsö-Bucht (DK), Slg. E. Figaj, Bildbreite 35 cm.
Hornfelse sind harte und kompakte Metamorphite, gebildet aus feinkörnigen Sedimentgesteinen im unmittelbaren Kontaktbereich zu einem aufsteigenden heißen Magma. Bei dieser Kontaktmetamorphose kommt es zu einer Umkristallisation des sedimentären Ausgangsgesteins und zur Neubildung von Mineralen. Begleitet wird der Vorgang von einer intensiven hydrothermalen Alteration und Metasomatose. Das Ergebnis ist ein quarzreiches, dichtes und zähes Gestein, ein Granofels, das seine Bezeichnung einem splittrigen und hornartigen Bruch verdankt.
Abb. 2: Hornfels, Anstehendprobe östlich von Skien (NOR), leg. T. Langmann. Die Bänderung bildet die sedimentäre Schichtung ab.
Die Hornfelse des Oslograbens gingen aus älteren kambrischen bis silurischen Sedimentiten, insbesondere feinkörnigen Peliten, Mergeln und Kalksteinen hervor. Sie treten vermehrt rund um den Drammen-Batholith auf. Während der Platznahme des Drammen-Granits in einer vergleichsweise geringen Tiefe von etwa 2 km betrug die Temperatur am Kontakt etwa 400°C. Die Kontaktaureole, in der es zur Bildung von Kalksilikatgesteinen und Skarnen kam, besitzt eine Ausdehnung von 1.300 m (ABART et al 1998: 142).
Abb. 3: blassgrüner Hornfels, nass fotografiert, Geschiebe aus der Vigsö-Bucht (DK), Slg. E. Figaj.
Dichte Hornfels-Geschiebe fühlen sich mitunter geschmeidig und samtig glatt an. Neben leuchtend hellgrünen Hornsteinen treten weiße, gelbliche und graue bis schwarze Varianten auf. Streifige und gebänderte Texturen sind Relikte der sedimentären Schichtung. Linsen- oder augenförmige Partien (Boudinage) zeugen vom Zerfall sog. inkompetenter (weicherer) Schichten während der Metamorphose; auch unregelmäßige oder brekzienartige Strukturen sind eine Folge davon. Als „Knollekalk“ wird ein ordovizischer, ganz oder teilweise in Marmor umgewandelter und schwarz-weiß gefleckter Kalkstein bezeichnet (Abb. auf rapakivi.dk).
Mineralneubildungen sind aufgrund der Feinkörnigkeit der Gesteine in der Regel nicht bestimmbar. Dunkle Flecken weisen auf Cordierit oder Andalusit hin (Abb. 11), apfelgrüne Färbungen auf Epidot als Produkt hydrothermaler Überprägung. Gelegentlich tritt grüner Vesuvian als typisches kontaktmetamorphes Mineral auf. Beschreibung auch in SMED & EHLERS 2002: 156.
Abb. 4: Hornfels, reich an hellgrünem Epidot. Aufnahme unter Wasser, Geschiebe aus der Vigsö-Bucht (DK), Slg. E. Figaj.Abb. 5: grauer Hornfels, Geschiebe aus der Kiesgrube Damsdorf (Schleswig-Holstein).Abb. 6: Hornfels, Geschiebe aus Dänemark, Slg. E. Figaj.Abb. 7: Hornfels, Geschiebe aus Dänemark, Slg. E. Figaj, Breite 22 cm.
Abb. 8
Abb. 9
Abb. 10
Das Gestein enthält reichlich hellgrünen Epidot als hydrothermale Mineralneubildung. Die braunvioletten Hornstein-Lagen weisen eine vertikale Fragmentierung auf.
Abb. 11: grüner Hornfels, Geschiebe aus der Vigsö-Bucht (vgl. Abb. 1). Dunkle Flecken mit weißem Saum deuten auf Mineralneubildungen wie Cordierit oder Andalusit.
Das bunte und sehr feinkörnige Geschiebe Abb. 12-15 könnte ebenfalls aus dem Oslograben stammen. Für die Mineralneubildung innerhalb der dunklen Flecken benötigte Komponenten dürften aus den unmittelbar benachbarten hellen (= an Fe/Al abgereicherten) Zonen stammen.
Abb. 12: Hornfels, Kontaktmetamorphit mit Fleckentextur, Geschiebefund südlich von Aarhus (DK), Slg. T. Brückner, Aufnahme unter Wasser.
Abb. 13
Abb. 14
Abb. 15
Literatur
ABART R, BÜRGER D, CICHOCKI G, GREISS M, HORACEK M, KAINDL R, KOLB C, LEBER T, POVODEN E & TEIML X 1998 Geologisch-petrologische Exkursion nach Südnorwegen (Oslo Rift und Kaledoniden), Exkursion Mai 1997, Institut für Mineralogie-Kristallographie & Petrologie, Karl-Franzens-Universität Graz. – Mitt. Sterr. Miner. Ges. 143 (1998).
SMED P & EHLERS J 2002 Steine aus dem Norden (2.Aufl.) – 194 S., 34 Taf., 67 Abb., 1 Kte. (rev. 2008), Berlin, Stuttgart (Gebr. Borntraeger).
Die magmatische Entwicklung der Tiefengesteine im Oslograben führt von alkalireichen und SiO2-armen bis SiO2-untersättigten Plutoniten der Larvikit-Serie (Larvikit, Nephelinsyenite etc.) über alkalireiche Syenite (Gesteine der Nordmarkit-Reihe) zu SiO2-reichen Plutoniten (Granite). Unter den zahlreichen Granitmassiven im Oslograben wird eine ältere, als Biotitgranit I bezeichnete Generation (280 Ma) von jüngeren Graniten (Biotitgranit II, 270-240 Ma) unterschieden. Letztere bilden nur sehr kleine Massive (s. skan-kristallin.de).
Abb. 1: Karte der Granitmassive (rot) im Oslograben, Quelle: skan-kristallin.de. Drammen-Batholith und Finnemarka-Granit nehmen mit Abstand die größte Fläche ein.
Der Drammen-Batholith gehört zum Biotitgranit I und nimmt als größtes Granitmassiv auf der Halbinsel Hurum und am Drammensfjord eine Fläche von etwa 650 km² ein. Die multiple Intrusion beheimatet zahlreiche Gefügevarianten, von grobkörnigen bis aplitischen Graniten, weiterhin Zweiglimmergranite und Granitporphyre, mikrokristalline Porphyre sowie ein 5-6 qkm großes Areal mit Rapakiwigefüge (Beschreibung in GAUT 1981, TRØNNES & BRANDON 1992, s. a. Exkursionsbericht auf kristallin.de). Drammen-Rapakiwi sowie eine Gefügevariante des Finnemarka-Granits sind als Leitgeschiebe verwendbar.
Der Drammen-Rapakiwi ist kein häufiger Geschiebefund, in typischer Ausbildung aber klar von Rapakiwis aus anderen Gebieten unterscheidbar. Das blassrötliche bis orangefarbene Gestein enthält runde, 5-15 mm große und etwas hellere Feldspat-Ovoide, eingebettet in eine körnige Grundmasse aus klaren Quarzen und eckigen Kalifeldspäten. Die Feldspat-Ovoide machen einen Anteil von 50% aus und weisen einen konzentrischen Aufbau (helle Kerne, etwas dunklerer Saum) auf. Manche von ihnen bestehen aus mehreren „Schalen“, andere sind aus mehreren Kristallsegmenten zusammengesetzt („kumulophyrisches“ Gefüge). Dunkle Minerale (chloritisierter Biotit, Amphibol) kommen nur in geringer Menge vor, als Nebenbestandteile können Muskovit, Epidot, Fluorit, Kalzit, Titanit, Zirkon und Apatit auftreten. (Beschreibung nach kristallin.de und TRØNNES & BRANDON 1992, s. a. ZANDSTRA 1999: 328-333).
Abb. 2: Drammen-Rapakiwi, Nahgeschiebe von Steinvik/Hurum (NOR), ex coll. H. Arildskov.Abb. 3: Nahaufnahme. Die Ovoide zeigen teils grünlichgraue, teils klar orangefarbene Kerne und sind von einem etwas dunkleren Rand umgeben. Rechts der Bildmitte ist ein mehrfach zonierter Feldspat-Ovoid erkennbar.Abb. 4: Drammen-Rapakiwi; einige Ovoide weisen einen rotbraunen Kern auf. Geschiebe von Slagentangen (NOR), Breite 90 mm, Slg. T. Brückner.Abb. 5: Drammen-Rapakiwi, Steinvik/Hurum (NOR), ex coll. H. Arildskov.Abb. 6: Nahaufnahme. Innerhalb der etwas dunkleren Säume der Ovoide ist anteilig ein grünlicher Feldspat (Plagioklas?) erkennbar.
Woher die unter dänischen Geschiebesammlern verwendete Bezeichnung „Anti-Rapakivi“ stammt (Gefüge ähnlich Abb. 7), habe ich bisher nicht herausgefunden. Offenbar sind damit Drammen-Rapakiwis mit grünen (=Plagioklas?-)Ovoiden gemeint.
Abb. 7: Drammen-Rapakiwi mit kumulophyrischen (aus mehreren Kristallsegmenten zusammengesetzten), teilweise auch grünen Ovoiden. Slagentangen (NOR), Breite 13 cm, Slg. T. Brückner.Abb. 8: NahaufnahmeAbb. 9: Drammen-Rapakiwi, Anstehendprobe von Nordbyveien (59.71728, 10.26573), leg. T. Langmann. Aufnahme unter Wasser; vgl. mit Abb. 3.Abb. 10: Nahaufnahme des Gefüges.Abb. 11: Drammen-Rapakiwi, Anstehendprobe bei Berger (59.53504, 10.36206), leg. T. Langmann.Abb. 12: Nahaufnahme. In der Grundmasse zeigen sich feine und gewundene graphische Quarz-Feldspat-Verwachsungen.Abb. 13: Drammen-Rapakiwi, Übergang zu porphyrischem Gefüge (keine Ovoide), aber mit graphischen Verwachsungen in der Grundmasse. Anstehendprobe von Tofte (59.55147, 10.51491), leg. T. Langmann.Abb. 14: Drammen-Granit mit wenig ausgeprägten Rapakiwi-Merkmalen. Anstehendprobe, Steinbruch am Drammensfjord (59.63972, 10.39544), leg. T. Langmann.Abb. 15: Drammen-Granit? mit rundlichen Feldspat-Einsprenglingen, teils mit graphischen Verwachsungen in der Grundmasse. Geschiebe von Stenbjerg (DK), Slg. E. Figaj.
Das Geschiebe Abb. 16 wurde zunächst als „Drammen-Pyterlit“ bezeichnet, gleichwohl kein Pyterlit-Gefüge (wenigstens einige runde Alkalifeldspäte ohne Plagioklassaum) erkennbar ist und es sich damit lediglich um einen porphyrischen Granit mit idiomorphen Quarzen handelt. Vom Drammen-Granit sind ähnliche Gefüge bekannt, wobei einige der kantigen und blassbraunen Alkalifeldspäte rotbraune Säume aufweisen können. Dieses Gefüge ist jedoch nicht einzigartig und auch in anderen Vorkommen anorogener Granite verbreitet (Åland, Dalarna). Vgl. auch Erläuterungen zum Drammen-Pyterlit auf kristallin.de.
Abb. 16: porphyrischer Granit mit idiomorphen Quarzen, Geschiebe von Lyby-Mogenstrup (DK), ex coll. H. Arildskov.
Finnemarka-Granit (Finnemarka-Quarzmonzonit)
Nördlich des Drammen-Batholith liegt das etwa 125 qkm große Finnemarka-Massiv, das ebenfalls zu den Biotit-I-Graniten gerechnet wird. Neben einem hellrötlichen und grobkörnigen Biotitgranit, der den größten Bereich des Vorkommens abdeckt, steht ein Quarzmonzonit mit einem auffälligen Gefüge an. Näheres zu Geologie und Geschichte dieses Geschiebetyps auf skan-kristallin.de. Die ersten Anstehendproben zu geschiebekundlichen Vergleichszwecken hat H. Arildskov gesammelt.
Abb. 17: Finnemarka-Quarzmonzonit, auffälliges Gefüge aus dicht an dicht liegenden und hellen Feldspäten in einer feinkörnigen und blassrötlichen sowie mafitreichen Grundmasse. Geschiebe von Slagentangen, Breite 18 cm, Slg. T. Brückner.
Das Gestein weist ein porphyrisches Gefüge auf und fällt durch die dichte Packung weißer Feldspäte ins Auge. Diese erreichen eine Größe von 10-15 mm, darunter sowohl rechteckige Anschnitte mit abgerundeten Ecken, als auch nahezu runde oder polygonale Feldspäte mit mehr als 4 Kanten. Viele sind von einem dünnen Saum eines blassroten bis blass bräunlichen zweiten Feldspats umgeben. Die kleinkörnige Grundmasse besteht aus hellgrauen Quarz-Körnern, zwei Feldspatarten (weiß und rötlich) sowie dunklen Mineralen (Biotit, Amphibol). Größere Amphibole stechen durch ihre stengelige Ausbildung hervor.
Nach CZAMANSKE 1965 handelt es sich bei den größeren Feldspäten um Oligoklas, einem sehr Na-reichen Feldspat der Plagioklas-Reihe (70-90% Albit). In einigen Kristallen lassen sich Einschlüsse von Quarz und rötlichem Alkalifeldspat, in anderen dunkle Minerale beobachten. Der überwiegende Anteil an Plagioklas gegenüber dem zweiten Feldspat (wahrscheinlich Kalifeldspat) sowie der geringe Quarzanteil (unter 10%) legen eine quarzmonzonitische Zusammensetzung des Gesteins nahe.
Abb. 18: Finnemarka-Quarzmonzonit. Hier sind die dünnen Alkalifeldspatsäume orangefarben bis blassbraun getönt. Polierte Schnittfläche, Slagentangen, leg. T. Brückner.Abb. 19: Nahaufnahme
Literatur
CZAMANSKE GK 1965 Petrological aspects of the Finnemarka granite complex, Oslo area, Norway – J. Geol 73, S. 239-322.
GAUT A 1981 Field relations and petrography of the biotite granites of the Oslo region – Norges Geol Unders 367, S. 39-64.
TRØNNES G & BRANDON AD 1992 Mildly peraluminous high-silica granites in a continental rift: the Drammen and Finnemarka batholiths, Oslo Rift, Norway – Contrib Mineral Petrol (1992) 109, S. 275-294. Springer-Verlag.
ZANDSTRA J G 1999 Platenatlas van noordelijke kristallijne gidsgesteenten – S. 328-333 – Backhuys Leiden.
In der Spätphase der magmatischen Entwicklung des Oslograbens stiegen vor etwa 270-250 Ma alkalireiche Schmelzen in die oberen Bereiche der Erdkruste auf. Sie bilden mächtige Batholithe aus Alkalifeldspatsyeniten bis alkalireichen Graniten, die große Flächen im nördlichen Teil des Oslogebietes einnehmen, darunter Nordmarkit, Grefsen-Syenit und Pulaskit (etwa 1.425 km²) sowie die Ekerite (821 km²). Innerhalb dieser Suite treten grob-, mittel- und feinkörnige Gefügevarianten sowie Ganggesteine auf, miteinander verbunden durch fließende Übergänge. Die wichtigsten Lokalbezeichnungen sind:
Eine eindeutige Bestimmung der Gesteine gestaltet sich nicht nur als Geschiebe, auch im Anstehenden schwierig, weil die Art des Feldspats bzw. die Anteile an Alkalifeldspat und Plagioklas von Hand schwer abzuschätzen sind. An Fundorten mit norwegischen Geschieben kann man auf einige allgemeine Merkmale achten:
Die Alkalifeldspatsyenite (Nordmarkite) des Oslograbens sind mittel- bis grobkörnige Gesteine, die ganz überwiegend aus blass rötlichem, bräunlichem oder graubraunem Alkalifeldspat bestehen. Plagioklas fehlt, Quarz kann in den Feldspat-Zwickeln bis zu einem Anteil von 10 % enthalten sein. In den ähnlichen Ekeriten liegt der Quarzanteil bei 10-35%. Syenite enthalten neben Alkalifeldspat auch Plagioklas (bis 35% Anteil vom Gesamtfeldspat). Der teils hohe Alkaligehalt der Gesteine bedingt das Auftreten alkalireicher dunkler Minerale, darunter nadeliger Ägirin (Na-Pyroxen) und stengeliger Alkali-Amphibol (z. B. Arfvedsonit), neben Glimmer (Biotit). Die Syenite des Oslograbens enthalten oftmals auch braunen Titanit in größerer Menge.
1. Nordmarkit
Abb. 1: Nordmarkit, Geschiebe von Hirtshals (DK), Slg. E. Figaj. Aufnahme unter Wasser.Abb. 2: Nahaufnahme
Der Nordmarkit nimmt große Flächen in der gleichnamigen Region Nordmarka im Norden des Oslo-Gebietes ein, größere Vorkommen liegen auch südlich des Drammenfjords. Das Gefüge dieses Alkalifeldspatsyenits ist ausgesprochen variabel, neben mittel- und grobkörnigen Gesteinen gibt es feinkörnige, porphyrische (Nordmarkit-Porphyr) und sog. „halb-porphyrische“ Nordmarkite. Zudem bestehen fließende Übergänge zu Larvikit, Pulaskit und Syeniten. Um ein „Gefühl“ für diese als Geschiebe relativ unauffälligen Gesteine zu entwickeln, empfiehlt sich die Betrachtung einer Reihe von Anstehendproben in einer Vergleichssammlung (vgl. skan-kristallin.de und Exkursionsbericht auf kristallin.de).
Die mittel- bis grobkörnigen Nordmarkite sind Alkalifeldspat-Syenite und bestehen ganz überwiegend aus 2-10 mm großen, teilweise rechteckigen Alkalifeldspäten. Blasse Tönungen überwiegen (rosa, bräunlich, graubraun, gelblichgrau). Die Feldspäte erscheinen manchmal graufleckig durch perthitische Entmischungen. Das Gefüge ist insgesamt gleichkörnig, bei Anwesenheit einzelner größerer Feldspäte kann es auch porphyrisch erscheinen. Ein zweiter Feldspat (Plagioklas) fehlt. Quarz kommt in 2-5 mm großen und hellgrauen Körnern in den Feldspat-Zwickeln vor und kann bis zu einem Anteil von 10 % enthalten sein. Mit steigendem Quarzgehalt geht der Nordmarkit nahtlos in Ekerit über (bis 35% Quarz). In geringer Menge treten dunkle Minerale hinzu, darunter nadeliger Ägirin, kurze Pyroxene, eher stengelige Na-Amphibole und/oder Biotit. Die Anwesenheit von Ägirin weist auf den alkalireichen Charakter des Gesteins hin. SMED & EHLERS 2002: 152 nennt als weitere Bestandteile Magnetit, mitunter viel brauner Titanit oder sechseckige bräunliche oder grünliche Säulen von Apatit. Eine Unterscheidung von Syeniten ist mit makroskopischen Mitteln manchmal nicht möglich. Im Zweifelsfall wählt man für entsprechende Funde die allgemeine Bezeichnung Oslo-Syenit.
Abb. 3: Nordmarkit (Stenbjerg, DK), Slg. E. Figaj.
Abb. 4
Abb. 5
Abb. 4, 5: grünlicher Nordmarkit, Geschiebe aus Dänemark, polierte Schnittfläche, Slg. T. Brückner.
Abb. 6: Nordmarkit, Geschiebe von Steinvik/Tofte (NOR), ex coll. H. Arildskov (bestimmt als Ekerit).Abb. 7: grobkörniger Nordmarkit, Geschiebe von Steinvik/Tofte (NOR), ex coll. H. Arildskov.Abb. 8: NahaufnahmeAbb. 9: „trachytischer“ Nordmarkit (Stenbjerg, DK), Slg. E. Figaj.Abb. 10: ungleichkörniger Nordmarkit, Johannistal (Schleswig-Holstein).Abb. 11: NahaufnahmeAbb. 12: Nordmarkit – Übergang zum Ekerit, Geschiebe von Hirtshals, Slg. E. Figaj.Abb. 13: porphyrischer Nordmarkit, Breite 90 mm, Geschiebe von Filtvet (NOR), ex coll. H. Arildskov.Abb. 14: porphyrischer Nordmarkit, Breite 12,5 cm, Hirtshals (DK).Abb. 15: grünlicher Alkalifeldspatsyenit, Geschiebe von Hirtshals (DK), Aufnahme unter Wasser.Abb. 16: Nahaufnahme. Quarz ist nicht auffindbar, als dunkle Minerale sind nadeliger Pyroxen (Ägirin), stengeliger Amphibol und rötlichbrauner Glimmer erkennbar.
2. Ekerit
Der Ekerit ist ein alkalireicher Granit und ein quarzreiches Glied aus der Suite der Nordmarkit-Plutonite. Wie der Nordmarkit, zu dem nahtlose Übergänge bestehen, sind vom Ekerit ebenfalls zahlreiche Gefüge- und Farbvarianten bekannt, von grob- bis feinkörnig, von massig bis porphyrisch. Als Geschiebe, fern seiner Heimat, ist das Gestein mit gewöhnlichen Graniten verwechselbar und nur schwer, allenfalls in charakteristischer Ausbildung erkennbar.
Mittel- bis grobkörnige Ekerite bestehen aus blass rötlichen, gelblichen, beigefarbenen oder bräunlichen Alkalifeldspäten. Einige der größeren, 5-10 mm langen Feldspäte sind ausgeprägt kantig. Hinzu kommt ein Anteil von 10-35% an xenomorphem Quarz in 2-3 mm großen und transparenten bis weißlich-trüben oder hellgrauen Körnern. Plagioklas fehlt. Ein Hinweis auf den alkalischen Charakter des Gesteins liefert die Anwesenheit geringer Mengen dunkler Minerale wie nadeliger Ägirin und stengeliger Alkaliamphibol (Arfvedsonit).
Abb. 17: Ekerit, Anstehendprobe vom See Eikeren, Norwegen (N 59.65522, E 9.95662), T. Langmann leg., Aufnahme unter Wasser.Abb. 18: Nahaufnahme. Das Gestein besteht im Wesentlichen aus blassrotem Alkalifeldspat und hellgrauem Quarz; dunkle Minerale sind unauffällig.Abb. 19: Ekerit, Geschiebefund von Slagentangen (NOR), Slg. E. Figaj.Abb. 20: Die Detailaufnahme zeigt mehr oder weniger rechteckige gelbliche bis bräunliche Alkalifeldspäte, hellgrauen Quarz sowie nadelige und stengelige dunkle Minerale (Ägirin, Amphibol).Abb. 21: Ekerit, Geschiebe von Steinvik/Hurum (NOR), ex coll. H. Arildskov. Neben blassrotem Alkalifeldspat ist ein zweiter Feldspat (gelb) erkennbar. Sein Anteil dürfte unter 10% liegen.
3. Grefsen-Syenit
Der Grefsen-Syenit aus der Suite der alkalireichen Nordmarkit-Plutonite enthält neben Alkalifeldspat auch Plagioklas (OFTEDAHL 1948 und SAETHER 1962). Das Gestein weist ein porphyrisches Gefüge auf und sieht durch den orangeroten Alkalifeldspat und die hellgrauen Plagioklase gefleckt aus. Von Hand sind die Feldspäte kaum sicher unterscheidbar. Hinzu kommt etwas Biotit als überwiegendes dunkles Mineral, Ägirin und Amphibol treten eher zurück. Weitere Bestandteile sind etwas trüber Quarz sowie mitunter viel brauner Titanit. Anstehendproben s. skan-kristallin.de.
Abb. 22: Grefsen-Syenit?, Geschiebe von Hirtshals (DK), Breite 10,5 cm.
4. Pulaskit
Pulaskite weisen einen etwas geringeren SiO2-Gehalt auf als Nordmarkite und sind Alkalifeldspatsyenite, die statt Quarz bis zu 10% Nephelin enthalten können. Einige Pulaskite ähneln äußerlich den Nordmarkiten, andere silbrig-graue Varianten den Larvikiten. Manche Pulaskite enthalten rhombenförmige (ternäre) Feldspäte. Hinzu kommen geringe Mengen dunkler Minerale (Glimmer, Pyroxen, Ägirin und/oder Na-Amphibol). Eine Bestimmung als Geschiebe gestaltet sich aufgrund der genannten Verwechslungsmöglichkeiten schwierig, zumal gegebenenfalls enthaltener Nephelin makroskopisch kaum in Erscheinung tritt. Im Zweifelsfall ist die Bezeichnung Alkalifeldspatsyenit zu bevorzugen. Abbildungen von Anstehendproben und Geschiebefunden, s. skan-kristallin.de.
Abb. 23: Glimmerpulaskit, Anstehendprobe, Weg zwischen Kjelsås und Ågårdslien, Nordmarken; Slg. Brøgger 1906, Nr. 114; Slg. der BGR in Berlin-Spandau.Abb. 24: NahaufnahmeAbb. 25: Alkalifeldspatsyenit (Pulaskit, Larvikit?), Hirtshals, Breite 12 cm.
5. Akerit und Akeritporphyr
Akerite sind eine Reihe feinkörniger Syenite und Monzonite, die im Oslo-Graben als Subvulkanite, Ganggesteine oder in kleinen Massiven in zahlreichen Varianten auftreten. Die petrographische Definition hat sich seit ihrer Erstbeschreibung durch BRØGGER 1890 und 1933 stark gewandelt. OFTEDAL 1946: 9 präzisiert die Bezeichnung Akerit hinsichtlich eines lokalen Texturbegriffes für feinkörnige Monzonite, die in ihrer Zusammensetzung mit den grobkörnigen Gesteinen der Larvikit-Kjelsåsit-Serie vergleichbar sind. Die aktuelle Nomenklatur definiert Akerite wie folgt: „A collective term for varieties of microsyenite and micromonzonite consisting of alkali feldspar, with more or less oligoclase, biotite, pyroxene and often quartz. They are characterized by rectangular oligoclase.” (LE MAITRE et al 2004). Das Gefüge einiger kleinkörniger Anstehendproben auf skan-kristallin.de lässt in der Tat eine Verwandtschaft mit den Larvikiten/Kjelsasiten vermuten. Akerite treten auch innerhalb der RP-Lagen sowie als Begleiter der Nordmarkite auf. Als Geschiebe dürften die Gesteine nur schwer bestimmbar sein.
Abb. 26: Akerit mit dunklem Xenolith eines Plagioklas-Basalts, Storesand (NOR), ex coll. H. Arildskov. Die körnige Grundmasse ist reich an rötlichem Alkalifeldspat und führt größere grüne Plagioklas-Einsprenglinge, einige davon mit einem hellen Alkalifeldspat-Saum.
Akeritporphyre sind monzonitische Ganggesteine von grauer, graugrüner, bräunlicher oder rötlicher Farbe. Die klein- bis feinkörnige (Körner unter 2 mm) Grundmasse besteht im Wesentlichen aus Alkalifeldspat, der Anteil an Plagioklas, Quarz und dunklen Mineralen (Biotit, Amphibol, Pyroxen) liegt unter 10%. Größere Quarzkörner treten nicht auf (OFTEDAHL 1946). Plagioklas (oft grünlich) bildet rechteckige Einsprenglinge, die von einem hellen Saum aus Alkalifeldspat umgeben sein können. Bei der Bestimmung von Geschieben ist hinsichtlich petrographischer Ähnlichkeiten mit anderen porphyrischen Mikrosyeniten (Syenitporphyren) oder Monzoniten die Bezeichnung Akeritporphyr mit Umsicht zu verwenden, die Gesteine sind selten.
Nach einem Hinweis von H. Arildskov kommen Akeritporphyre hauptsächlich in der Bærum-Sørkedal-Caldera vor, wobei zwei Haupttypen unterschieden werden können: 1) Burud-Typ und 2) Egekoll-Høgås-Typ (HOLTEDAHL 1943: 32, OFTEDAHL 1946:17-23, SÆTHER 1962).
Abb. 27: Akeritporphyr, Anstehendprobe von Tofteholmen (NOR), ex coll. H. Arildskov. Das Gestein von dieser Lokalität wurde von BRØGGER 1931a zunächst als Windsorit-Porphyr, später als Akerit-Porphyr bezeichnet.Abb. 28: Die Nahaufnahme der nassen Oberfläche zeigt größere grüne Feldspat-Einsprenglinge, wahrscheinlich Plagioklas, in einer körnigen Grundmasse aus rotem Alkalifeldspat, neben wenig dunklen Mineralen, darunter stengelige Alkaliamphibole und nadeliger Alkalipyxroxen (Ägirin).Abb. 29: porphyrischer Mikrosyenit bis -monzonit (“Akeritporfyr, Burud-Typ von Lommedalen“), Nahgeschiebe von Steinvik (NOR), ex coll. H. Arildskov.Abb. 30: Nahaufnahme, nass fotografiert; die grünlichgraue und feinkörnige Grundmasse enthält orangefarbene Alkalifeldspat-Einsprenglinge, teils mit perthitischer Entmischung, teils als Karlsbader Zwillinge.
6. Literatur
BARTH T 1945 Studies of the Igneous Rock Complex of the Oslo Region II. Systematic petrography of the Plutonic Rocks – Det norske Videnskaps-akadami i Oslo. Skrifter I.
BRØGGER WC 1890 Die Mineralien der Syenitpegmatitgänge der südnorwegischen Augit- und Nephelinsyenite in: Zeitschrift für Krystallographie und Mineralogie. Hrsg. P. Groth, Bd. 16, Leipzig 1890.
BRØGGER WC 1931a Die Eruptivgesteine des Kristianiagebietes V. Der große Hurumvulkan – Skr. Norske Videns.-Akad. i Oslo I. Mat.-naturv. Kl. I Nr. 6, 1930.
BRØGGER WC 1932 Die Eruptivgesteine des Oslogebietes VI. Über verschiedene Ganggesteine des Oslogebietes – Skr. Norske Videns.-Akad. i Oslo I. Mat.-naturv. Kl. I Nr. 7, 1932.
BRØGGER WC 1933 Die Eruptivgesteine des Oslogebietes: VII. Die chemische Zusammensetzung der Eruptivgesteine des Oslogebietes – Skrifter, Skr. Norske Videns.-Akad. i Oslo I. Mat.-naturv. Kl. I. 1933.
HOLTEDAHL O 1943 Studies on the Igneus Rock Complex of the Oslo Region – I. Some Structural Features of the District Near Oslo. – 71 S., 1 Kte., 39 Fig. – Skrifter ugitt av det Norske Videnskaps-Akademi i Oslo.
LE MAITRE et al 2004 Igneous Rocks: A Classification and Glossary of Terms. Edited by R. W. Le Maitre and A. Streckeisen and B. Zanettin and M. J. Le Bas and B. Bonin and P. Bateman – 252 S., Cambridge University Press, ISBN 0521619483.
OFTEDAHL C 1946 Studies on the Igneous Rock Complex of the Oslo Region. VI. On akerites, felsites and rhomb-porphyries. NVAMK
SAETHER E 1962 Studies on the Igneous Rock Complex of the Oslo Region. XVIII. General investigation of the igneous rocks in the area north of Oslo. NVAMK.
SMED P & EHLERS J 2002 Steine aus dem Norden (2.Aufl.) – 194 S., 34 Taf., 67 Abb., 1 Kte. (rev. 2008), Berlin, Stuttgart (Gebr. Borntraeger).
Die Nephelinsyenite des Oslograbens gingen als späte Differentiate und letzte Glieder der Plutonite der Larvikit-Serie aus stark SiO2-untersättigten Magmen hervor. Zu den Nephelinsyeniten zählen der grob- bis riesenkörnige Lardalit, die eher mittelkörnigen Nephelinsyenite (u. a. der Foyait) sowie Pegmatite. Innerhalb dieser Folge treten Ganggesteine auf, z. B. die Hedrumite. Alle Gesteine werden von BRØGGER 1898 ausführlich, teilweise erstmalig beschrieben. Die geologische Karte Abb. 1 zeigt die enge Vergesellschaftung von Larvikit, Lardalit und Nephelinsyeniten im Gelände.
Abb. 1: Verbreitung der Nephelinsyenite im Lardalit-Gebiet nördlich von Larvik (nach Angaben in OFTEDAHL 1960), Karte aus skan-kristallin.de.
Die grob- bis riesenkörnigen Lardalite erscheinen dunkler als die meisten Larvikite und enthalten zudem Nephelin in erheblicher Menge. Damit sind sie Nephelinsyenite, keine Monzonite. Die silbriggrauen bis dunkel blaugrauen und ternären Feldspäte können eine Kantenlänge von 6 cm erreichen. Bekannt sind Varianten aus mehr oder weniger rechteckigen Feldspäten, rhombenförmige Feldspäte treten nur vereinzelt auf. Eine andere Variante besteht aus zahlreichen Feldspat-Rhomben und Nephelin in den Zwickeln. Nephelin ist in jedem Falle reichlich und bis zu einem Anteil von 30% enthalten. Der Feldspatvertreter bildet blassbraune bis graubraune Aggregate bis 1 cm Größe. Auf der Oberfläche von Geschieben kann Nephelin ausgewittert sein und eine löchrige Oberfläche hinterlassen. Als dunkle Minerale finden sich Pyroxen, Amphibol und Biotit.
Eine ausführliche Beschreibung der Lardalite stammt von BRØGGER 1898: 7-40. Abbildungen von Anstehendproben werden auf skan-kristallin.de gezeigt, ein Exkursionsbericht ins Lardalit-Gebiet auf kristallin.de nachzulesen. Lardalite stehen auf vergleichsweise kleiner Fläche an und sind als Geschiebefund sehr selten. Zudem unterlag das Lardalit-Massiv aufgrund der Festigkeit und Zähigkeit der Gesteine während der nordischen Inlandvereisungen nur einer mäßigen Abtragung.
Abb. 2: Lardalit, polierte Schnittfläche, Geschiebe von Nissum-Bredning (DK), Sgl. R. Hanning 1993; Bild von skan-kristallin.de.Abb. 3: dunkler Lardalit, Breite 13,5 cm, ex coll. H. Arildskov, N Amundsjöen, W Kvelde(?).Abb. 4: Detailaufnahme mit rotbraunem Glimmer.
Zwei Gefügevarianten eher mittelkörniger Nephelinsyenite treten im Vergleich zum Lardalit deutlich häufiger als Geschiebe auf: Foyait („trachytischer“ Nephelinsyenit) und körniger Nephelinsyenit. Sie kommen in Gestalt von Gängen und kleinen Massiven im Lardalit-Gebiet, untergeordnet auch an anderen Lokalitäten vor.
2. Foyait
Der Foyait oder „trachytische“ Nephelinsyenit fällt durch sein besonderes Gefüge ins Auge: weiße und schmal leistenförmige Alkalifeldspäte von 10-15 mm Länge bilden ein netzartiges Gerüst und weisen je nach Blickrichtung eine regellose Anordnung oder annähernd parallele Ausrichtung („trachytisches“ Gefüge) auf. Einige der idiomorphen Feldspäte bilden Karlsbader Zwillinge, gelegentlich kommen plattige Feldspäte vor. Der Nephelin-Anteil des Gesteins beträgt 10-25%. Das graue bis graubraune Mineral sitzt in den Zwischenräumen der Feldspäte in Gestalt xenomorpher bis eckiger Körner. Auf der Außenseite von Geschieben kann Nephelin ausgewittert sein und eine löchrige Oberfläche sowie ein skelettartiges Gewirr aus Feldspatleisten hinterlassen (Abb. 5). Als dunkle Minerale treten Biotit, nadeliger Ägirin und/oder Hornblende hinzu, als Nebenbestandteile Titanit (braune Aggregate bis 5 mm), gelegentlich grüner Apatit sowie etwas Erz. Quarz fehlt.
Die meisten Foyaite sind weißlich-graue bis bräunlich-graue Gesteine, seltener finden sich rötliche oder graugrüne Varianten. Auf den ersten Blick mag eine Verwechslungsmöglichkeit mit Doleriten bestehen. Diese durch den hohen Anteil mafischer Minerale (Pyroxen, Olivin, auch Magnetit) eher dunklen Gesteine enthalten jedoch leistenförmigen Plagioklas als einzigen Feldspat, Nephelin fehlt. Bilder von Anstehendproben auf skan-kristallin.de, Beschreibung in ZANDSTRA 1988: 387 und SMED & EHLERS 2002: 154.
Abb. 5: Foyait, löchrige Außenseite eines Geschiebes durch teilweise ausgewitterten braunen Nephelin. Geschiebe von Kos, Slg. E. Figaj.Abb. 6: Foyait mit bräunlichgrauem Nephelin, Geschiebe von Stenbjerg (DK), Slg. E. Figaj. Aufnahme unter Wasser.Abb. 7: Nahaufnahme; neben dunklen Mineralen (Amphibol, nadeliger Ägirin) ist gelblicher Titanit erkennbar.
Abb. 8
Abb. 9
Abb. 8, 9: Foyait mit grauem Nephelin, Anstehendprobe von Farrisveien (NOR), 200 m W Lågendalsveien (N59.174873, E9.984337), leg. M. Bräunlich 2012; Slg. der BGR in Berlin-Spandau. Die Detailaufnahme (Abb. 9) zeigt einige halbseitig reflektierende Alkalifeldspäte (Karlsbader Zwillinge).
3. Körniger Nephelinsyenit
Als körnigen Nephelinsyenit bezeichnet man eine Reihe hellgrauer, manchmal silbriggrauer oder etwas rötlicher sowie mittelkörniger Nephelinsyenite. Sie sind etwas weniger auffällig als der Foyait, bestehen aber aus den gleichen Mineralen. Hellgrauer und deutlich gestreifter Alkalifeldspat bildet unregelmäßig eckige, vereinzelt rechteckige Kristalle (darunter häufig Karlsbader Zwillinge). Grauer bis graubrauner, stellenweise rötlich verfärbter Nephelin tritt in geringerer Menge und kleineren Körnern auf. Nephelin kann durch Alteration eine orangerote Farbe annehmen. Auffällig sind die großen (2-5 mm) und gedrungen rechteckigen bis annährend quadratischen schwarzen Hornblende- oder Pyroxen-Einsprenglinge. Untergeordnet können Biotit, brauner Titanit, Apatit und Erz enthalten sein. Die Gesteine weisen eine Tendenz zu unregelmäßigen Korngrenzen sowie zur Ungleichkörnigkeit auf. Die Korngröße variiert zwischen kleinkörnig (1-2 mm Korngröße) und mittelkörnig (Alkalifeldspat bis 1 cm, Nephelin bis 5 mm).
Die Außenseite von Geschieben kann durch ausgewitterten Nephelin ebenfalls löchrig erscheinen. Zwischen körnigen und trachytischen Nephelinsyeniten existieren Übergänge. Die von BRØGGER 1898 eingeführte Bezeichnung „Ditroit“ für intrusive körnige Nephelinsyenite sollte nicht mehr verwendet werden, da sie bereits 1866 für eine andere Gesteinsart vergeben wurde und heute als obsolet anzusehen ist.
Abb. 10: Übergang körniger Nephelinsyenit – Foyait, Breite 11,5 cm, ex coll. H. Arildskov.Abb. 11: körniger Nephelinsyenit, Geschiebe von Stenbjerg (DK), leg. E. Figaj, Aufnahme unter Wasser.Abb. 12: Nahaufnahme der nassen Oberfläche.Abb. 13: kleinkörniger Nephelinsyenit, Übergang zwischen körnigem und trachytischem Gefüge. Geschiebe von Stenbjerg (DK), leg. E. Figaj.Abb. 14: Nahaufnahme
Neben Nephelinsyeniten treten im Oslograben auch Foidsyenite mit Sodalith als zweitem Feldspatvertreter auf. Das hellgraue bis schwach bläuliche Mineral lässt sich kaum von ebenfalls hellgrauem Alkalifeldspat unterscheiden, wird unter UV-Licht aber anhand seiner orangefarbenen Fluoreszenz sichtbar (s. kristallin.de, Abb. 102-103).
Abb. 15: Sodalith-Foyait, Anstehendprobe von Kvelde Kirke (NOR), leg. H. Arildskov. Das Gestein besteht aus hellem Alkalifeldspat, braunem Nephelin und enthält in erheblicher Menge hellgrauen Sodalith.Abb. 16: Nahaufnahme
4. Nephelinsyenit-Pegmatit
Auf der kleinen Insel Låven im Langesundsfjord treten Nephelinsyenit-Pegmatite innerhalb des Larvikits auf. BRØGGER 1890 widmet diesen „Riesenfoyaiten“ und den darin enthaltenen, teilweise seltenen Mineralen eine umfassende Monographie. Weiter südlich von Låven (Mølen) finden sich die Pegmatite als Nahgeschiebe.
Abb. 17: Nephelinsyenit-Pegmatit aus weißem bis grauem Alkalifeldspat, bis 2 cm großen Aggregaten von Nephelin (braun) und dunklen Mineralen im Kontakt zu einem mittelkörnigen Alkalifeldspatsyenit. Geschiebe von Mølen, polierte Schnittfläche, leg. T. Brückner.Abb. 18: Nahaufnahme des Kontakts.
5. Hedrumit – Lestiwarit
Hedrumite sind eine vielgestaltige Gruppe grobtafeliger bis feinkörniger sowie nephelinreicher bis nephelinfreier Ganggesteine aus der Foyait-Reihe innerhalb des Larvikit-Komplexes (BRØGGER 1898: 183-198); es bestehen Übergänge zum Pulaskit. Definition des Hedrumits in LE MAITRE 2004: „Lokalname für eine porphyrische, feinkörnige Varietät eines Alkalifeldspatsyenits mit trachytischem oder foyaitischem Gefüge, hauptsächlich aus Mikroklin-Mikroperthit bestehend. Die Grundmasse ist biotitreich und enthält geringe Mengen an Natrium-Amphibol, Ägirin sowie Nephelin.“ Als Geschiebefund dürften die Gesteine nur eine untergeordnete Rolle spielen, allenfalls graubraune bis braune und trachytische, den Foyaiten ähnliche Varianten erkennbar sein.
Abb. 19: Bräunlicher Hedrumit mit leistenförmigen, einigermaßen parallel eingeregelten grauen Feldspäten. Anstehendprobe vom Aufschluss Hedrumveien (Str. 304), Lågendalen, SE Kvelde (N59.173350, E10.029360), leg. M. Bräunlich 2012, Slg. der BGR Berlin.Abb. 20: Nahaufnahme; zahlreiche Alkalifeldspäte sind als Karlsbader Zwillinge ausgebildet, erkennbar an den halbseitig reflektierenden Kristallflächen. Nephelin ist nicht erkennbar bzw. von Kalifeldspat unterscheidbar.
Eine weitere Anstehendprobe eines Hedrumits sieht ganz anders aus.
Abb. 21: Hedrumit vom Südende des Sees Skirstadkjern; leg. Finckh 1906 (laut Etikett Originalgestein Nr. 190 zu Tröger 1934, dort wird allerdings ein anderer Fundort angegeben).Abb. 22: Alkalifeldspatsyenit (Hedrumit?) Geschiebe von Steinvik/Tofte (NOR), ex coll. H. Arildskov.Abb. 23: Die Detailaufnahme zeigt ein Gefüge weitgehend rechteckiger bis länglicher Feldspat-Kristalle, neben wenigen größeren Feldspat-Einsprenglingen (mit hellem Saum), wenig dunklen Mineralen und bräunlichem Titanit.
Der folgende Geschiebefund aus Dänemark könnte in die Reihe Nephelinsyenit – Hedrumit passen. Das graugrüne Gestein besitzt ein porphyrisches Gefüge und enthält größere graue, zum Rand hin etwas hellere Alkalifeldspat-Leisten. Sie zeigen eine annähernd parallele Ausrichtung, viele davon sind Karlsbader Zwillinge. In der feinkörnigen grünlichen Grundmasse deuten zahlreiche kleine, rötlichbraune und xenomorphe Körner auf alterierte Foide (Nephelin?). Weiterhin sind nadelige Pyroxene (Ägirin), stengelige dunkle Minerale und Glimmer erkennbar. Die größeren weißen bis blass orangefarbenen Aggregate (Xenolithe) bestehen teilweise aus Zusammenballungen leistenförmiger Alkalifeldspäte.
Abb. 24: Hedrumit? Geschiebe aus Dänemark, E. Figaj leg. Aufnahme unter Wasser.Abb. 25: Nahaufnahme mit parallel ausgerichteten Alkalifeldspatleisten (Karlsbader Zwillinge), orangebraunem Nephelin(?) sowie nadeligem Ägirin.
Der Lestiwarit tritt als Begleiter der Nephelinsyenite auf. Das helle und aplitische Ganggestein ist ein nephelinfreier Syenit aus weißem Alkalifeldspat und nadeligem Ägirin (Beschreibung in BRØGGER 1898: 213-218).
Abb. 26: Lestiwarit, Gang im Foyait, N Kvelde Kirche, Lågendal (Jarlsberg), Handstück aus der Originalsammlung Brøgger 1906, Nr. 111. Slg. der BGR in Berlin-Spandau.
6. Literatur
ANTHONY E Y, SEGALSTAD T V & NEUMANN, E R 1989 An unusual mantle source region for nephelinites from the Oslo Rift, Norway – Geochimica et Cosmochimica Acta, 53, S. 1067-1076.
BRØGGER WC 1890 Die Mineralien der Syenitpegmatitgänge der südnorwegischen Augit- und Nephelinsyenite in: Zeitschrift für Krystallographie und Mineralogie. Hrsg. P. Groth, Bd. 16, Leipzig 1890.
BRØGGER WC 1898 Die Eruptivgesteine des Kristianagebietes – III. Das Ganggefolge des Laurdalits – 375 S., 1 Karte, 4 Taf., 5 Fig. i. Text.
LE MAITRE et al 2004 Igneous Rocks: A Classification and Glossary of Terms. Edited by R. W. Le Maitre and A. Streckeisen and B. Zanettin and M. J. Le Bas and B. Bonin and P. Bateman – 252 S., Cambridge University Press, ISBN 0521619483.
OFTEDAHL C & DONS J 1957 Geological Guide to Oslo and District – Oslo, 1957.
SMED P & EHLERS J 2002 Steine aus dem Norden (2.Aufl.) – 194 S., 34 Taf., 67 Abb., 1 Kte. (rev. 2008), Berlin, Stuttgart (Gebr. Borntraeger).
TRÖGER WE 1934 Spezielle Petrographie der Eruptivgesteine, Nomenklatur-Kompendium, Berlin 1935. Nachdruck durch den Verlag der Deutschen Mineralogischen Gesellschaft,1969.
ZANDSTRA JG 1988 Noordelijke kristallijne gidsgesteenten – E. J. Brill 1988.
Abb. 1: Larvikit, Geschiebe am Hirtshals Kliff (DK), Breite 12 cm.
Der Larvikit ist das bekannteste Tiefengestein des Oslograbens und gehört zu einer Reihe genetisch verwandter Plutonite, die vor etwa 280 Millionen Jahren, zum Ende der ersten Phase eines intensiven Rhombenporphyr- und Basalt-Vulkanismus, als mächtige Körper (Batholithe) in die oberen Bereiche der Erdkruste aufsteigen. Diese Plutonite der Larvikit-Serie stehen heute als Folge fortwährender Erosion direkt an der Oberfläche an, vor allem im Süden des Oslogebietes. Südlich und südwestlich wurde eine große zusammengesetzte Ringstruktur nachgewiesen, eine Abfolge mehrerer kreisförmiger, sich überlappender Intrusionen (DONS & LARSEN 1978, Abb. 2). Die Gesteinsfolge beginnt mit dem Kjelsåsit, einer Ca-reichen Variante des Larvikits. Es folgen die Larvikite, darunter ältere und quarzführende Generationen, Varianten mit Quarz und Nephelin sowie einer Generation, die nur Nephelin enthält. Fortgesetzte magmatische Differentiation führt zu den ausgeprägt SiO2-armen und jüngsten Gliedern der Serie, den Nephelinsyeniten, darunter Lardalit, Foyait, körniger Nephelinsyenit sowie Pegmatite.
Grobkörnige Larvikite mit großen und silbrig-grauen, stellenweise bläulich schillernden Feldspäten sind als Geschiebe leicht erkennbar. Diese auch als Werkstein beliebte Larvikit-Variante wird im Süden des Oslogebietes in großen Steinbrüchen abgebaut und weltweit vermarktet. Das SiO2-arme sowie K- und Na-reiche Gestein besteht zu über 90% aus Feldspat und erscheint auf den ersten Blick wie ein Alkalifeldspatsyenit („Augit-Syenit“ bei BRØGGER 1890). Im petrographischen Sinne ist es jedoch als ein Monzonit anzusehen, in dem die Bestandteile an K-, Na- und Ca-Feldspat als sog. ternärer Feldspat in einem einzigen Feldspat vereint und mit dem bloßen Auge nicht unterscheidbar sind. Die Kristallisation dieses als Anorthoklas bezeichneten K-Na-Ca-Feldspats ist an ein sehr heißes Magma, eine Temperatur oberhalb der Mischungsgrenze von Alkalifeldspat und Plagioklas gebunden. Larvikite sind das plutonische Äquivalent der Rhombenporphyre (Latite). Beide Gesteine entstammen der gleichen Magmaquelle und besitzen eine ähnliche Zusammensetzung.
Auf der Suche nach einem Larvikit-Geschiebe achtet man auf grobkörnige Gesteine, die zu mindestens 90% aus hell- bis mittelgrauem Feldspat bestehen. Diese 2-4 cm großen Anorthoklase weisen eine deutliche Streifung auf, gelegentlich besitzen sie einen silbrigen oder blauen Schiller. Dieser Schiller entsteht durch Lichtbrechung an submikoskopischen Lamellen, entstanden als Folge der Entmischung von Anorthoklas in Plagioklas und Kalifeldspat im Zuge der Abkühlung des Magmas. Im Idealfall zeigen einige Feldspäte rhombenförmige Anschnitte. Im Handstück ist manchmal eine leichte, annähernd parallele Einregelung der Feldspäte infolge gerichteter Bewegung des Magmas (magmatische Lamination) zu beobachten.
Quarz kann enthalten sein, ist aber in den Zwickeln zwischen den größeren Feldspäten schwer zu entdecken. Gleiches gilt für gegebenenfalls enthaltenen Nephelin. Der graue oder braune Feldspatvertreter zeigt auf der Bruchfläche mitunter einen fettigen Glanz. Als Nebenbestandteile treten 1-5 mm große Körner von schwarzem Klinopyroxen (Augit), Amphibol, bronzefarbenem Biotit, akzessorisch Magnetit, Fe-reicher Olivin und Apatit auf. Larvikite enthalten regelmäßig braunen Zirkon, einige auch reichlich braunen Titanit. Beide Minerale weisen einen Glasglanz auf und sind nur bei Vorhandensein idiomorpher Kristalle unterscheidbar: Titanit bildet typisch keilförmige, Zirkon eher gedrungene Kristalle, mit rechten Winkeln entlang der Längsachse.
Der Larvikit nimmt von allen Oslo-Magmatiten zwar die größte Fläche ein (1.670 km²), ist als Geschiebe aber seltener zu finden als der Rhombenporphyr. Plutonite bilden aufgrund ihrer relativ weitständigen Klüftung im Anstehenden tendenziell große Geschiebe aus, die eher engständig geklüfteten Rhombenporphyr-Vulkanite eine ungleich größere Zahl an kleineren Geschieben.
Abb. 3: Larvikit, trocken fotografiert, Geschiebe von Strande bei Kiel, Breite 40 cm.Abb. 4: Larvikit, Geschiebe von Sjælland (DK), Breite 18 cm, Slg. T. Bückner.Abb. 5: Larvikit, Geschiebe von Strande bei Kiel, polierte Schnittfläche. Die grauen Feldspäte weisen eine gewisse Einregelung durch magmatische Lamination auf, einige von ihnen zeigen annähernd rhombenförmige Anschnitte.Abb. 6: Nahaufnahme eines reflektierenden rhombenförmigen Feldspat-Kristalls. In den Zwickeln der Feldspäte sitzt ein graubraunes Mineral (Nephelin?).Abb. 7: Larvikit mit bläulichem Schiller, Geschiebe von Seeland Odde (DK), polierte Schnittfläche, Slg. T. Brückner.Abb. 8: Nahaufnahme; ein Teil der gelblichen Mineralkörner weist die typisch keilförmigen Kristalle von Titanit auf.Abb. 9: hell angewittertes Larvikit-Geschiebe mit teilweise rhombenförmigen Feldspäten aus der Kiesgrube Niederlehme bei Berlin, Breite 11 cm.
Aus Brandenburg sind zahlreiche Funde von Rhombenporphyr-Geschieben bekannt, andere Oslo-Gesteine scheinen jedoch kaum in Erscheinung zu treten oder wurden bisher weder beachtet oder erkannt. Belegt sind drei Funde von Larvikiten aus dem Gebiet um Berlin (Fresdorfer Heide: 2 Funde, Niederlehme: 1 Fund), ein Fund aus Nordbrandenburg (Schweinrich bei Wittstock) sowie ein historischer Fund in der Slg. Bennhold (Fürstenwalde). MEYER AP 1969, 1969, 1970 berichtet von weiteren Funden aus dem Berliner Raum.
Abb. 10: Larvikit, Geschiebe aus der Kiesgrube Fresdorfer Heide bei Potsdam, polierte Schnittfläche.Abb. 11: Nahaufnahme. Das Gestein enthält reichlich graue und metallisch glänzende Körner von Magnetit, umgeben von einem schwarzen Rand dunkler Silikatminerale (vermutlich Pyroxen).
Vom Larvikit sind zahlreiche weitere Gefügevarianten bekannt, nur ein Teil der grobkörnigen Larvikite ist grau. So wird bei Klåstad eine schwarzgrüne Variante abgebaut (Abb. 12). Teilweise unterlagen die Larvikite nach ihrer Kristallisation einer hydrothermalen Alteration. Dies führte zu einer partiellen Bleichung der Gesteine (weiße Ränder um graue Feldspäte in Abb. x) oder Umfärbung (rote, gelbliche oder grüne Farben). Varianten mit einer rötlichen Matrix sowie grauen und rhombenförmigen Feldspäten werden als Tönsbergit (norwegisch Tønsbergit) bezeichnet und stehen im Gebiet um die gleichnamige Stadt Tönsberg, südlich von Oslo an. Die rote Färbung ist auf Ausscheidungen von Hämatit zurückzuführen.
Abb. 12: Dunkler Larvikit, Anstehendprobe aus dem Steinbruch Klåstad (NOR), leg. T. Langmann, Aufnahme unter Wasser.
Bei Funden von Larvikit-Geschieben an den Stränden der Ostsee, insbesondere außerhalb des Hauptverbreitungsgebietes norwegischer Geschiebe, im Osten etwa bis Kühlungsborn, ist die Möglichkeit einer anthropogenen Verschleppung zu berücksichtigen. So wurden große Larvikit-Blöcke zum Zwecke des Küstenschutzes eigens aus Norwegen nach Norddeutschland transportiert und finden sich z. B. am Strand von Nienhagen bei Rostock oder im Hafen von Lohme auf Rügen.
Abb. 13
Abb. 14
Abb. 13, 14: großer Block eines dunklen Larvikits als Küstenschutz am Strand von Nienhagen, Breite ca. 1 m.
Abb. 15: hellgrauer bis weißer, durch Alteration gebleichter Larvikit. Nahgeschiebe aus Tofte (NOR), Slg. F. Wilcke.Abb. 16: grünlich alterierter Larvikit mit überwiegend rhombenförmigen Feldspäten, Nahgeschiebe aus Tofte (NOR), Slg. F. Wilcke.Abb. 17: durch Alteration grünlich und orange verfärbter Larvikit, Hirtshals (DK), Breite 18 cm.
2. Tönsbergit
Abb. 18-21 zeigt Beispiele der als Tönsbergit bezeichneten grob- und gleichkörnigen bis porphyrischen Variante des Larvikits. In einer roten bis bräunlich-roten Matrix liegen zahlreiche größere graue Feldspat-Einsprenglinge, von denen die meisten, wenigstens aber einige einen rhombenförmigen Anschnitt aufweisen. Auch Varianten ohne Rhomben sind bekannt. In den Zwickeln findet sich gelegentlich etwas Quarz.
Abb. 18: Tönsbergit, Nahgeschiebe von Horten (NOR), Breite 13,5 cm, Slg. T. Brückner.Abb. 19: polierte SchnittflächeAbb. 20: In der Nahaufnahme sind mehrere Aggregate von hellgrauem und transparentem Quarz erkennbar.Abb. 21: Tönsbergit, Anstehendprobe von Stokke, südlich Tönsberg, ex coll. H. Arildskov, Aufnahme unter Wasser.
Als Geschiebe sind gelegentlich auch Larvikite mit porphyrischem Gefüge erkennbar (Abb. 22). In einer gelblichen, blassroten oder graubraunen und kleinkörnigen Matrix liegen 1-3 cm große und hell- bis dunkel- oder blaugraue Feldspat-Einsprenglinge, teils in rhombenförmiger Ausbildung. Varianten mit roter bis rotbrauner Matrix können als porphyrischer Larvikit oder Tönsbergit bezeichnet werden.
Abb. 22: porphyrischer Larvikit, Geschiebe von Sjaelland Odde (DK), Slg. T. Brückner, Breite 11,5 cm.Abb. 23: porphyrischer Larvikit, Geschiebe aus Dänemark, Slg. T. Brückner, Breite 10 cm.Abb. 24: porphyrischer Larvikit/Tönsbergit, Hirtshals (DK), ex coll. H. Arildskov (Lv140).Abb. 25: porphyrischer Tönsbergit, Geschiebe aus Slagentangen (NOR), Slg. T. Brückner, Breite 12 cm.
Abb. 26
Abb. 27
Abb. 26, 27: porphyrischer Tönsbergit, polierte Schnittfläche, Geschiebe von Tollerodden (NOR), Slg. T. Brückner.
Abb. 28: stark alterierter porphyrischer Larvikit/ Tönsbergit?, Nahgeschiebe aus Molen (NOR), polierte Schnittfläche, Slg. F. Wilcke.
Abb. 29-31 zeigt eine seltenere braune Spielart des Tönsbergits.
Abb. 29: Tönsbergit, Breite 11 cm, Geschiebe vom Limfjord (DK), ex coll. H. Arildskov.Abb. 30: Tönsbergit, Anstehendprobe N von Hogsnes, Norwegen (59.2749722, 10.3598889), polierte Schnittfläche, Slg. T. Brückner.Abb. 31: Nahaufnahme der teils bizarr sternförmig verzwillingten hellen Feldspäte, umgeben von einem dunklen Saum.
Manche Geschiebefunde syenitischer oder monzonitischer Gesteine, insbesondere wenn rhombenförmige Feldspäte fehlen, lassen die Frage offen, ob man es mit einem alterierten porphyrischen Larvikit, Kjelsåsit oder z. B. einem Übergang zum Nordmarkit zu tun hat.
Abb. 32: porphyrischer Larvikit, Nahgeschiebe aus Tofte (NOR), Slg. F. Wilcke; vgl. ähnlicher Fund auf skan-kristallin.de.
Abb. 33
Abb. 34
Abb. 33, 34: porphyrischer Larvikit (?), polierte Schnittfläche, Nahgeschiebe aus Tofte (NOR), Slg. F. Wilcke.
3. Kjelsåsit
Der Kjelsåsit ist das erste Glied der Larvikit-Serie, einer Abfolge von Plutoniten, die zum Ende des Rhombenporphyr-Vulkanismus in die obere Erdkruste aufstiegen. Kjelsåsite sind wie Larvikite monzonitische Tiefengesteine, weisen aber einen höheren Ca-Gehalt bzw. Anorthit-Anteil auf, enthalten also mehr Plagioklas. Eine Unterscheidung beider Gesteine ist von Hand kaum möglich, der Plagioklas-Anteil lässt sich nicht ohne weiteres abschätzen. Entsprechend beschränkt sich die Bestimmung von Geschieben auf Vergleiche mit dem Gefüge von Anstehendproben und sollte unter Vorbehalt erfolgen (vgl. skan-kristallin.de, Exkursionsbericht auf kristallin.de, Beschreibung in BARTH 1945: 70-76).
Von den zahlreichen klein-, mittel- bis grobkörnigen Kjelsåsit-Varianten kommen nur porphyrische Gefüge für eine Bestimmung in Betracht. Die Feldspat-Einsprenglinge sind mit Größen von 5-10, max. 20 mm etwas kleiner und auch dunkler getönt (dunkelgrau) als im Larvikit. Sie weisen mehr oder weniger rechteckige Umrisse auf und werden von helleren Säumen aus Feldspat umgeben. Rhombenförmige Feldspat-Einsprenglinge fehlen in der Regel. Die gelbliche bis rötliche und kleinkörnige Grundmasse besteht aus Feldspat und dunklen Mineralen (Augit, Hornblende, auch Orthopyroxen oder Olivin). Quarz kann in den Zwickeln enthalten sein, sein Anteil beträgt in der Regel weniger als 10%. Im Zweifelsfall, insbesondere bei Vorhandensein rhombenförmiger Feldspat-Einsprenglinge, bezeichnet man entsprechende Funde besser als porphyrischer Larvikit bzw. Monzonit.
Abb. 35: Kjelsåsit, Anstehendprobe von Linnestad, Bild: M. Bräunlich (kristallin.de).
Der Kjelsåsit (Vestfold-Typ) von Linnestad in der Ramnes-Caldera enthält graue und unregelmäßig konturierte, manchmal rechteckige Feldspat-Einsprenglinge. Sie sind kaum größer als 1 cm, viele weisen einen hellen, schwach grünlich getönten Rand auf. Die körnige Grundmasse besteht aus blass gelblichen bis rötlichen Feldspat-Körnern sowie dunklen Mineralen.
Abb. 36: Kjelsåsit, ähnlich der Probe in Abb. 1, nur mit orangefarbener Grundmasse. Geschiebe aus Dänemark, Slg. T. Brückner.
Der Sørkedal-Typ besitzt eine dunkle, körnige und alterierte Grundmasse. Graue und überwiegend rechteckige Feldspäte-Einsprenglinge sind von einem weißen Saum umgeben.
Abb. 37: Kjelsåsit, Sørkedal-Typ, Ulbjerg Klingt, Limfjord (DK), ex coll. H. Arildskov (LL108).Abb. 38: alterierter Larvikit oder Kjelsåsit (Sørkedal-Typ)?, Geschiebe von Sjaelland Odde (DK), Breite 20 cm, Slg. T. Brückner.Abb. 39: Kjelsåsit, loser Stein, N Kjelsås, Breite 10 cm, ex coll. H. Arildskov (No 935). Die Grünfärbung der Feldspat-Einsprenglinge weist auf alterierten Ca-reichen Feldspat (Plagioklas) hin.Abb. 40: Kjelsåsit, Grenze zum Tönsbergit? Geschiebe von Tofte (NOR), polierte Schnittfläche, Slg. F. Wilcke (Wittstock).
Der Nordmarka-Typus enthält grüne Feldspat-Einsprenglinge (vgl. skan-kristallin.de).
Abb. 41: Kjelsåsit (Nordmarka-Typ) oder Larvikit? mit grünen und rechteckigen Feldspat-Einsprenglingen in einer orangeroten Matrix. Geschiebe von Moss (NOR), Slg. F. Wilcke (Wittstock).Abb. 42: Nahaufnahme
4. Literatur
BARTH T 1945 Studies of the Igneous Rock Complex of the Oslo Region II. Systematic petrography of the Plutonic Rocks – Det norske Videnskaps-akadami i Oslo. Skrifter I.
BRØGGER W C 1890 Die Mineralien der Syenitpegmatitgänge der südnorwegischen Augit- und Nephelinsyenite in: Zeitschrift für Krystallographie und Mineralogie. Hrsg. P. Groth, Bd. 16, Leipzig 1890.
DONS J A & LARSEN B 1978 The Oslo Paleorift. A Review and Guide to Excursions. – NGU Universitetsforlaget.
MEYER A P 1969 Ein Blick nach Norden – Der Geschiebesammler 4, S.12-27, Hamburg.
MEYER A P 1969 Ein Blick nach Norden (Fortsetzung) – Der Geschiebesammler 4, S. 58-62, Hamburg.
MEYER A P 1970 Ein Blick nach Norden (Schluß) – Der Geschiebesammler 4, 3-4, S. 83-94, Hamburg.
Gabbroide Gesteine treten im Oslograben nur untergeordnet auf, nach PEDERSEN & SØRENSEN 2003 nehmen sie lediglich 0,3 % der Gesamtfläche ein. BRØGGER 1898, 1906 bezeichnet eine Reihe mittel- bis grobkörniger und basischer Plutonite, aber auch feinkörnige porphyrische Subvulkanite sowie Ganggesteine als Essexit. BARTH 1945 beschränkt die Gruppenbezeichnung „Oslo-Essexit“ auf Subvulkanite aus den ehemaligen Förderkanälen (volcanic necks) basaltischer Zentralvulkane, die sich nicht zu Calderen entwickelten. Petrographisch handelt es sich um Na-betonte Gabbros, Diorite, Syenodiorite und ihre Differentiate.
Nach aktueller petrographischer Nomenklatur sind Essexite foidführende gabbroide Gesteine (LE MAITRE et al. 2004). Für die „Oslo-Essexite“ trifft dies mehrheitlich nicht zu. Bereits BRØGGER 1931: 41 erkennt diesen Irrtum, aber BARTH 1945 vertritt in der Folge die Ansicht, dass die besondere Zusammensetzung dieser gabbroiden Gesteine die Verwendung der tradierten und weit verbreiteten Lokalbezeichnung „Oslo-Essexit“ als Gruppenname weiterhin rechtfertigt. Nach NEUMANN 1978: 26 sind Oslo-Essexite aus mehr als zehn Vulkanschloten bekannt. Unter diese Bezeichnung fallen hauptsächlich Gabbros mit alkalischer bis quarz-tholeiitischer Zusammensetzung, aber auch Pyroxenite, Anorthosite und Diorite. Bei der Bestimmung von Geschieben sollte man vielleicht auf die schwammige Bezeichnung „Oslo-Essexit“ verzichten, die Gesteine sind im Grunde genommen von Hand nicht sicher bestimmbar. Gesteine mit ähnlichem Gefüge kommen auch in anderen Gebieten vor.
Das Gefüge der dunklen (schwarz-weißen) Oslo-Gabbroide variiert von gleich- und mittel- bis grobkörnig, aber auch feinkörnige und porphyrische Typen sind bekannt. Manche Gesteine weisen eine intergranulare Textur auf und ähneln einem Dolerit (Abb. 1-2). Andere, von Brøgger ursprünglich als Essexit bezeichnete Gesteine würde man heute schlicht als plagioklas-porphyrische Basalte ansehen. Als überwiegender Feldspat tritt Plagioklas auf, häufig in leistenförmiger Ausbildung. Die Plagioklase können eine Zonierung aufweisen, mit anorthit-(Ca-Plagioklas)-betontem Kern und einem helleren und albit-(Na-Plagioklas)-reichen Rand (Abb. 5). Neben Plagioklas kann Kalifeldspat in signifikanter Menge enthalten sein. Die Feldspäte in solchen Monzogabbros und Monzodioriten etc. sind makroskopisch kaum unterscheidbar. Als dunkle Minerale treten Pyroxen (Augit), Alkalipyroxen (Ägirin), Olivin, Amphibol (stengelige Hornblende) oder Glimmer, als Akzessorien Quarz, Apatit, Ilmenit, Magnetit, Titanit und Zirkon auf. Der Erzanteil kann recht hoch sein. Nephelin ist nur sehr selten enthalten und tritt makroskopisch nicht in Erscheinung.
Abb. 1: olivinreicher Gabbro mit doleritischem Gefüge, Nahgeschiebe aus Tofte (NOR), Slg. F. Wilcke.Abb. 2: NahaufnahmeAbb. 3: Als „Oslo-Essexit“ bestimmtes gabbroides Gestein mit porphyrischem Gefüge (schwarz: Amphibol, grünlichschwarz: Klinopyroxen + etwas Olivin?). Geschiebe von Verket (NOR), Breite 86 mm, ex coll. H. Arildskov.Abb. 4: grobkörniger Gabbro („Oslo-Essexit“), Geschiebe von Ryggkollen/Drammen (NOR), ex coll. H. Arildskov.Abb. 5: Nahaufnahme, zonierte Plagioklase mit grauen Kernen und helleren Rändern.
BARTH 1945: 30 zählt zur Serie der „Oslo-Essexite“ Gesteine mit den folgenden Lokalbezeichnungen: Kauaiit (Syenodiorit), Mafrait (Hornblende-Syenodiorit), Bojit (Hornblende-Diorit), Olivingabbro und Hyperit (mit Orthopyroxen) sowie als Differentiationsprodukte Husebyit (Nephelinsyenit), Windsorit und Apotroctolith. Allenfalls die porphyrische Variante des Kauaiits als der typische „Oslo-Essexit“ ist ein auffälliges Gestein und u. U. auch als Geschiebe erkennbar (Anstehendproben auf skan-kristallin.de).
Abb. 7-8 zeigt einen pyroxenreichen Basit mit schwarzen und grünen, teils idiomorphen Augiten, einigen stengeligen Amphibolen und wohl auch einzelnen grünlichen Olivin-Körnern. Die körnige Grundmasse scheint größere Mengen an Feldspat zu enthalten (kein ophitisches Gefüge). Das Gestein wurde von H. Arildskov als Bojit (Hornblende-Diorit) bestimmt. Die einzige vorliegende Abbildung einer Anstehendprobe (s. skan-kristallin.de) lässt keine makroskopische Übereinstimmung erkennen, eher besteht Ähnlichkeit mit einigen der Camptonite.
Abb. 7: porphyrischer Basit („Bojit“), Geschiebe von Storsand (NOR), trocken fotografiert, ex coll. H. Arildskov.Abb. 8: Nahaufnahme der nassen Oberfläche
2. Pyroxenit
Erwähnenswert sind die sehr kleinen Vorkommen von Pyroxeniten im Oslograben. Diese Gesteine sind keine Peridotite, sondern ultramafische Magmakammer-Kumulate. Sie bestehen zu nahezu 100% aus dunklen Mineralen, davon 80% Augit, der Rest ist Titanomagnetit. Untergeordnet können Olivin, Hornblende und Biotit enthalten sein. Feldspat kommt nicht oder kaum vor. Als Geschiebe dürfte der Gesteinstyp außerordentlich selten sein. ZANDSTRA 1988 beschreibt zwei Erscheinungsformen; Abbildungen von Anstehendproben auf skan-kristallin.de, Geschiebefunde auf rapakivi.dk.
BRØGGER 1931: 52-59 beschreibt Übergänge gabbroider Oslo-Essexite in pyroxenreiche Varianten. Ein vergleichbares Gestein, ein ultramafisches Kumulat aus einer Gabbro-Magmakammer, dürfte die Anstehendprobe von Ramviksholmen aus der Sammlung H. Arildskov darstellen. Sie enthält für einen Pyroxenit zu viel Plagioklas. Das Kumulatgefüge äußert sich in großen, teils idiomorphen Pyroxen-Kristallen. Diese dürften zuerst aus der Gabbro-Schmelze ausgeschieden und gravitativ auf den Boden der Magmakammer abgesunken sein, bevor in den Zwickeln die kleineren weißen Plagioklas-Leisten kristallisierten.
Abb. 9: grobkörniger und pyroxenreicher Gabbro, Anstehendprobe von Ramviksholmen (NOR), ex coll. H. Arildskov.Abb. 10: Detailaufnahme
Das olivin- und pyroxenreiche Nahgeschiebe in Abb. 11-12 wurde zunächst als Ankaramit bestimmt. Es ist aber keine feinkörnige Grundmasse erkennbar, vielmehr scheint das Gestein ausschließlich aus schwarzem Pyroxen und roten (alteriertem) Olivin zu bestehen (Olivin-Pyroxenit?).
Abb. 11: Olivin-Pyroxenit?, sehr schweres Gestein aus schwarzem Pyroxen und rotem (alteriertem) Olivin. Nahgeschiebe von Verket (NOR), ex coll. H. Arildskov.Abb. 12: Die Nahaufnahme zeigt die typische Maschentextur von alteriertem Olivin innerhalb der roten Aggregate.
3. Basische Differentiate
Innerhalb der Plutonite der Larvikit-Serie treten mafische Differentiate auf, darunter Sörkedalit, Apotroctolith, Modumit und Hovlandit. Modumit ist ein gleichkörniger Gabbro mit einem auffällig netzartigen Gefüge aus Hornblende und Plagioklas. BRØGGER 1933: 42 bezeichnet das Gestein als anorthositischen Gabbro; Beschreibungen von Modumit und Hovlandit auch in BARTH 1945: 67-70, Anstehendproben auf skan-kristallin.de.
Abb. 13: Modumit, Anstehendprobe von Ost-Jagerud/Modum (NOR), Dr. Heidrich leg. 28.7.1967; Slg. der FU Berlin-Lankwitz.
Die Gesteine der Sörkedalit-Apotroctolith-Serie werden als mafische Kumulate des Kjelsåsit-Magmas angesehen. Sörkedalit („Essexit“ in BRØGGER 1933) ist ein alkalibetonter und olivinreicher Gabbro mit einem hohen Anteil an Fe-Ti-Oxiden und Apatit. Eine Analyse ergab 67% Plagioklas, 12% Olivin, 5% Pyroxen, 3% Biotit, 8% Erz und 5% Apatit (BOSE 1969: 6).
Die Bezeichnung Apotroctolith (BARTH 1945) ist eine Zusammensetzung aus Troktolith (gabbroides Gestein mit Olivin als überwiegendes dunkles Mineral) und dem griechischen Präfix apo: von, her, weg. Damit soll auf ein troktolith-ähnliches Gefüge, aber eine abweichende Zusammensetzung (olivinhaltiger Diorit bis Monzodiorit) hingewiesen werden. BOSE 1969 bemerkt, dass Apotroctolith und Sörkedalit im Grunde genommen das gleiche Gestein sind, ersteres lediglich durch den etwas höheren Feldspatanteil heller erscheint.
Abb. 14
Abb. 15
Abb. 14, 15: Apotroctolit (Sörkedalit), angewitterte Außenseite und Bruchfläche, Anstehendprobe von Sörkedal, ex coll. H. Arildskov (NO 585).
Abb. 16: Nahaufnahme der nassen Oberfläche. Das feinkörnige Gefüge erlaubt keine Unterscheidung von Plagioklas und Alkalifeldspat (beide weiß). Olivin bildet größere schwarze und unregelmäßig begrenzte Aggregate. Titanomagnetit, nachweisbar mit einem Handmagneten, ist in größerer Menge vorhanden.Abb. 17: Apotroctolith, Geschiebe von Steinvik/Hurum (NOR), ex coll. H. Arildskov (No 1146).Abb. 18: Nahaufnahme. Das Gestein weist einen hohen Gehalt an Titanomagnetit auf, sichtbar als schwarze Punkte mit grünen Säumen. Die kleinen weißen, gelblichen bis blassroten Feldspatkörner sind von Hand nicht unterscheidbar.
4. Literatur
BARTH T 1945 Studies of the Igneous Rock Complex of the Oslo Region II. Systematic petrography of the Plutonic Rocks – Det norske Videnskaps-akadami i Oslo. Skrifter I.
BOSE M K 1969 Studies on the Igneous Rock Complex of the Oslo Region. XXI. Petrology of the sørkedalite – a primitive rock from the alkali igneous province of Oslo – Skrifter av Det Norske Videnskaps-Akaemi i Oslo. I. 1969.
BRØGGER W C 1898 Die Eruptivgesteine des Kristianiagebietes III. Das Ganggefolge des Laudalits – Videnskabsselskkabets Skrifter I. Mat.-naturv. Kl. 1898.
BRØGGER W C 1906 Eine Sammlung der wichtigsten Typen der Eruptivgesteine des Kristianiagebietes nach ihren geologischen Verwandtschaftsbeziehungen geordnet. Nyt Magazin for Naturwidenskaberne, A.W. Brøggers Bogtrykkerie 1906 (als Faksimile).
BRØGGER WC 1931a Die Eruptivgesteine des Kristianiagebietes V. Der große Hurumvulkan – Skr. Norske Videns.-Akad. i Oslo I. Mat.-naturv. Kl. I Nr. 6, 1930.
BRØGGER WC 1932 Die Eruptivgesteine des Oslogebietes VI. Über verschiedene Ganggesteine des Oslogebietes – Skr. Norske Videns.-Akad. i Oslo I. Mat.-naturv. Kl. I Nr. 7, 1932.
BRØGGER WC 1933 Die Eruptivgesteine des Oslogebietes: VII. Die chemische Zusammensetzung der Eruptivgesteine des Oslogebietes – Skrifter, Skr. Norske Videns.-Akad. i Oslo I. Mat.-naturv. Kl. I. 1933.
DONS J A 1952 Studies on the Igneous Rock Complex of the Oslo Region. XI. Compound volkanic necks, igneous dykes, and fault zone in the Ullern-Husebyåsen Area, Oslo – NVAMK.
DONS J A & LARSEN B 1978 The Oslo Paleorift. A Review and Guide to Excursions. – NGU Universitetsforlaget.
LE MAITRE et al 2004 Igneous Rocks: A Classification and Glossary of Terms. Edited by R. W. Le Maitre and A. Streckeisen and B. Zanettin and M. J. Le Bas and B. Bonin and P. Bateman – 252 S., Cambridge University Press, ISBN 0521619483.
NEUMANN E-R 1978 Petrogenesis of the Larvik Ring-Complex in the Permian Oslo Rift, Norway. In: NEUMANN & RAMBERG: Petrology and Geochemistry of Continental Rifts. Reidel Pub. Co., Dordrecht 1978.
PEDERSEN L & SØRENSEN H 2003 A new occurrence of gabbro in the Oslo Rift, South Norway- Norqes geologiske undersøkelse Bulletin 44I, 33-38.
RAMBERG I B, BRYHNI I, NÖTTVEDT A, RANGNES K (Hrsg) 2008 The Making of a Land – Geology of Norway, Norsk Geologisk Forening, Trondheim 2008.
SAETHER E 1962 Studies on the Igneous Rock Complex of the Oslo Region. XVIII. General investigation of the igneous rocks in the area north of Oslo. NVAMK.
ZANDSTRA J G 1988 Noordelijke Kristallijne Gidsgesteenten ; Een beschrijving van ruim tweehonderd gesteentetypen (zwerfstenen) uit Fennoscandinavië – XIII+469 S., 118 Abb., 51 Zeichnungen, XXXII farbige Abb., 43 Tab., 1 sep. Kte., Leiden etc. (Brill).
Feinkörnige Vulkanite, Subvulkanite und Ganggesteine mit porphyrischem Gefüge finden sich im Oslo-Gebiet in mannigfaltigen Ausprägungen und entstanden in allen Phasen des riftgebundenen Magmatismus. Neben Gesteinen mit basischer Zusammensetzung („Oslo-Basalte“) und den weit verbreiteten intermediären Vulkaniten (Rhombenporphyre, Latite) treten syenitische bis rhyolithische Gesteine auf. Rhyolithische Magmen wurden insbesondere im Zuge explosiver vulkanischer Aktivität und Caldera-Kollaps in der Spätphase des Riftings gefördert, beim Aufstieg SiO2-reicher Restschmelzen aus den weitgehend entleerten Magmakammern der basaltischen Zentralvulkane. Syenitische bis rhyolithische Ganggesteine drangen weiterhin in ringförmige, nach dem Caldera-Kollaps entstandene Störungen und Spalten ein (ring dykes) oder stiegen als Zentraldome (cone sheets) auf. Andere Rhyolithe werden als Begleiter granitischer Massive angesehen (sog. porphyrische Mikrogranite, z. B. Drammen-Quarzporphyr, Horn-Quarzporphyr).
Die meisten der feinkörnigen bis dichten Syenitporphyre, Quarzporphyre (Rhyolithe) und Sphärolithporphyre des Oslograbens sind als Geschiebe nicht erkennbar bzw. sicher von Gesteinen aus anderen Gebieten unterscheidbar. Für einige Ignimbrit-Typen ist dies möglich, da ihr Erscheinungsbild deutlich von Ignimbriten aus anderen Liefergebieten abweicht. Die folgenden Bilder, darunter viele Nahgeschiebe aus der Sammlung Arildskov, zeigen einen kleinen Querschnitt durch die Vielfalt an Gefügen und sind nicht als Bestimmungshilfe zu verstehen.
Abb. 1: Oslo-Quarzporphyr, Nahgeschiebe von Steinvik (NOR), ex coll. H. Arildskov.Abb. 2: NahaufnahmeAbb. 3: Oslo-Quarzporphyr mit feinkörniger Grundmasse, Steinvik (NOR), ex coll. H. Arildskov.Abb. 4: Oslo?-Quarzporphyr, Geschiebe vom Hirtshals-Kliff, Breite 8 cm.
Das Gestein in Abb. 5-6 könnte ein Horn-Quarzporphyr sein, seine Eignung als Leitgeschiebe ist allerdings umstritten (Beschreibung in JENSCH F 2012 und auf rapakivi.dk; Abb. eines ähnlichen Fundes auf skan-kristallin.de).
Abb. 5: Horn-Quarzporphyr?, Breite 10 cm, Steinvik/Tofte (NOR), ex coll. H. Arildskov.Abb. 6: Nahaufnahme. In einer feinkörnigen und beigefarbenen Grundmasse liegen bräunliche und unregelmäßig begrenzte, bis 15 mm große Alkalifeldspat-Einsprenglinge sowie runde und glasklare Quarze (bis 8 mm). Dunkle Minerale (stengelige Amphibole) sind in geringer Menge vorhanden.
Drei Geschiebe aus Norwegen aus der Sammlung H. Arildskov wurden als Akerit-Porphyr, Egekoll-Høgås-Type bestimmt (Referenz: OFTEDAHL 1946). Augenscheinlich handelt es sich um Quarzporphyre, während Akeritporphyre als monzonitische Ganggesteine weitgehend frei von Quarzeinsprenglingen sind. Ob im Anstehenden ein genetischer Zusammenhang dieses auffälligen Porphyrtyps mit Akeritporphyren besteht, konnte bislang nicht geklärt werden.
Abb. 7: Quarzporphyr („Akerit-Porfyr, Egekoll-Høgås-Type“), Filtvet (NOR), ex coll. H. Arildskov.Abb. 8: Nahaufnahme. Quarz- wie Feldspat-Einsprenglinge sind von dunklen Säumen (Sphärolithe?) umgeben.
Abb. 9
Abb. 10
Abb. 9, 10: ähnlicher Quarzporphyr („Akerit-Porfyr”), Steinvik (NOR), ex coll. H. Arildskov.
Abb. 11: Quarzporphyr („Akerit-Porfyr, kvartsrig“), Filtvet (NOR), ex coll. H. Arildskov.
Felsitporphyr ist eine Bezeichnung für SiO2-reiche (saure) Porphyre mit dichter Grundmasse.
Abb. 12: Felsitporphyr („Sörkedal-Porphyr“), Breite 85 mm, Steinvik (NOR), ex coll. H. Arildskov. Der dichte und rötlichbraune Vulkanit enthält wenig weiße und kantige Feldspat-Einsprenglinge, etwas Quarz sowie kleine eckige Vulkanit-Fragmente.
2. Sphärolithporphyre
Sphärolithe sind kugelige bzw. sphärische, im Anschnitt rundliche Aggregate, die aus radialstrahlig um einen Kristallisationskeim gewachsenen Quarz-Feldspat-Aggregaten bestehen. Sie treten vor allem in sauren Vulkaniten (Rhyolithen) auf und bilden sich bei rascher Abkühlung (Unterkühlung) einer Schmelze, die nicht genügend Kristallkeime für eine „normale“ Kristallisation bereithält. Vulkanite mit spärolithischem Gefüge sind weit verbreitet und kommen in allen Vulkanitgebieten vor. Geschiebefunde lassen sich in der Regel keiner bestimmten Herkunft zuordnen. Die Sphärolithporphyre des Oslograbens sehen mitunter vergleichsweise „frisch“ aus, die Sphärolithe heben sich kontrastreich von der Grundmasse ab, ihr radialstrahliger Aufbau ist unter der Lupe gut erkennbar. Dieser subjektive Eindruck dürfte allerdings kaum ein hinreichendes Merkmal zur Unterscheidung von Vulkaniten aus anderen Gebieten bieten.
Abb. 13: Quarzporphyr mit dunklen Höfen (Sphärolithe) um Quarz- und Feldspat-Einsprenglinge. Geschiebe von Hurum (NOR), ex coll. H. Arildskov.
Auffällige Vulkanite sind die Sphärolithporphyre vom Sörkedal-Typ (Abb. 14-18, ex coll. H. Arildskov). In einer hellbraunen und feinkörnigen Grundmasse liegen zahlreiche rundliche und orangebraune Sphärolithe sowie rötliche Feldspat-Einsprenglinge, jeweils umgeben von einem weißen Saum. Dunkle Minerale sind kaum vorhanden, Quarz-Einsprenglinge fehlen. Vergleichbare Sphärolithporphyre kommen in der Bærum-Caldera vor (s. Anstehendproben auf skan-kristallin.de).
Abb. 14: Sphärolithporphyr (Sörkedal-Typ), Breite 80 mm, Geschiebe von Filtvet (NOR), ex coll. H. Arildskov.Abb. 15: Nahaufnahme
Abb. 16
Abb. 17
Abb. 16, 17: Sphärolithporphyr (Sörkedal-Typ?), Steinvik/Hurum (NOR), ex coll. H. Arildskov.
Abb. 18: Sphärolithporphyr (Sörkedal-Typ), Breite 80 mm, Geschiebe von Hurum (NOR), ex coll. H. Arildskov.
Abb. 19-21 zeigt zwei Geschiebe mit sphärolithischer Textur aus der Vigsö-Bucht in Norddänemark. Eine Herkunft aus dem Oslograben ist vorstellbar, lässt sich aber mangels weiterer spezifizierender Gefügemerkmale nicht näher belegen.
Abb. 19: sphärolithischer Vulkanit, Vigsö-Bucht (DK), Slg. E. Figaj
Abb. 20
Abb. 21
Abb. 20, 21: roter Sphärolithporphyr mit feinkörniger Grundmasse, Vigsö-Bucht (DK), Slg. E. Figaj.
Neben Sphärolithen finden sich in Vulkaniten weitere sog. primäre Hochtemperatur-Kristallisationserscheinungen (BREITKREUZ 2013), darunter runde bis eiförmige und konzentrische Texturen, die als Lithophysen bezeichnet werden. Lithophysen können von sphärolithischen Texturen begleitet sein. Eine veraltete Bezeichnung für Vulkanite mit Lithophysen ist „Kugelfels“. Die dänische Bezeichnung „porfyriske pisolitter“ scheint sich eher auf Vulkanite mit Lithophysen zu beziehen, als dass es sich tatsächlich um Aschentuffe mit akkretionären Lapilli handelt. Perlitisches Gefüge entsteht ebenfalls bei der Entglasung, der Umwandlung von amorphem Gesteinsglas in die kristalline Phase. Die damit verbundene Volumenzunahme führt zur Bildung einer typischen netz- und maschenförmigen Textur aus rundlichen Perliten.
Am Grevsenkollveien bei Oslo steht ein brauner Vulkanit als 2 m mächtiger Gang im Nordmarkit an. Die polierte Schnittfläche zeigt runde bis eiförmige Gebilde mit konzentrischem Aufbau (Lithophysen).
Abb. 22
Abb. 23
Abb. 22, 23: Vulkanit vom Grevenskollveien, bei Abzweigung Lachmannsveien, SE Oslo (NOR), polierte Schnittfläche, leg. A. Bräu. Die Nahaufnahme zeigt Lithophysen? mit hellem Rand und rotem Kern.
Abb. 24: Vulkanit mit eckigen bis runden und konzentrischen Texturen („Sphärolithporphyr“), Breite 95 mm, Hurum (NOR), ex coll. H. Arildskov.Abb. 25: eiförmige und konzentrische Texturen in einem fluidalen Vulkanit („Oslo-Ignimbrit“), Breite 10 cm, Verket (Hurum), ex coll. H. Arildskov.
Abb. 26-28 ist ein brauner Vulkanit („Kugelfels“) mit kugeligen, im Anschnitt runden bis eiförmigen Aggregaten (Lithophysen). Einige davon weisen, je nach Anschnitt eine konzentrische Struktur auf. Die undeutlich konturierten Kernbereiche bestehen aus Quarz. Geschiebe aus der Vigsö-Bucht (DK), Slg. E. Figaj.
Abb. 26
Abb. 27
Abb. 28
3. Syenitporphyre
Feinkörnige syenitische bis monzonitische Gesteine treten im Oslograben in großer Vielfalt auf, in Gestalt von Gängen oder kleinen Massiven. Syenitporphyre sind feinkörnige Syenite (Mikrosyenite) mit Alkalifeldspat-Einsprenglingen. Mit zunehmendem Quarz-Anteil gehen sie in Quarzsyenite über, mit zunehmendem Plagioklas-Gehalt in Monzonite (hierzu gehören auch die Akeritporphyre). Aus dem Anstehenden wird eine Reihe von Typen beschrieben, eine Zuordnung von Geschiebefunden dürfte mit großen Schwierigkeiten verbunden sein. Die Gesteine stammen aus Kleinstvorkommen, sind sehr selten und weisen oftmals keine spezifischen Merkmale auf, die eine eindeutige Zuordnung ermöglichen. Allenfalls entsprechende Funde mit einzelnen rhombenförmigen Feldspat-Einsprenglinge können einen Anhaltspunkt für eine Herkunft aus dem Oslograben liefern (Abb. 39).
Abb. 29: Syenitporphyr mit hellen Alkalifeldspat-Einsprenglingen, Hanstholm (DK), leg. E. Figaj.
Die kleinkörnige Grundmasse besteht aus einem Gewirr leistenförmiger Feldspat-Kristalle, stellenweise ist eine Einregelung erkennbar (trachytisches Gefüge). Die Zusammensetzung des Gesteins ist unklar, Syenitporphyr ist eine vorläufige Bezeichnung. Bei Vorhandensein von viel Plagioklas in der Grundmasse könnte es sich auch um einen porphyrischen Latit handeln.
Abb. 30: Syenitporphyr, ex coll. H. Arildskov, Geschiebe von Tofte (NOR).
In einer feinkörnigen und feldspatreichen Grundmasse liegen orangefarbene Einsprenglinge von Alkalifeldspat. Der Fund wurde als Akeritporphyr bestimmt, es fehlen aber die für Akeritporphyre typischen Plagioklas-Einsprenglinge.
Aus der Bærum-Caldera werden mehrere Typen von Syenitporphyren beschrieben (HOLTEDAHL 1943: 32): 1) Byvatn-Typ, 2) Østern-Typ, 3) Raufjellås-Typ, 4) Fjellsjöhøgda-Typ und 5) Sørkedal-Typ.
Abb. 31
Abb. 32
Abb. 31, 32: Syenitporphyr, Østern-Typ, Anstehendprobe von Østervann (NOR), ex coll. H. Arildskov. Nach HOLTEDAHL 1943: 32 und OFTEDAHL 1946: 18 weist das Gestein eine monzonitische Zusammensetzung auf und wird zu den Akeritporphyren gezählt.
Abb. 33
Abb. 34
Abb. 33, 34: porphyrischer Syenit („Syenitporphyr, Fjellsjöhøgda-Typ”), Geschiebe von Storsand (NOR), ex. coll. H. Arildskov. Die körnige Grundmasse besteht aus orangefarbenen, untergeordnet grünlich-grauen Feldspatkörnern. Quarz ist nicht erkennbar. Die hellgrauen Einsprenglinge sind nicht näher bestimmbar (Anorthoklas, Plagioklas?).
Abb. 35: Syenitporphyr, Byvatn-Typ (gemäß Beschreibung von SAETHER 1962), Storsand (NOR), ex. coll. H. Arildskov.Abb. 36: Nahaufnahme
Die graugrüne Grundmasse besteht aus rechteckigen bis leistenförmigen Feldspat-Kristallen, neben Amphibol und Biotit als dunkle Minerale. Quarz ist nicht erkennbar. Die gelblichgrauen bis grünlichen Feldspat-Einsprenglinge weisen einen hellen Saum, manche auch einen undeutlich rhombenförmigen Anschnitt auf. Der Geschiebefund ähnelt Anstehendproben von Ullernäsen und Bygdø.
Porphyrische Mikrosyenite mit höherem Glimmer-Anteil („Glimmersyenitporphyre“) treten als Gänge, insbesondere als Ringgänge im Zusammenhang mit der Calderabildung auf. Auch hier werden mehrere Typen unterschieden. ZANDSTRA 1999, Nr. 245 beschreibt den Typ Bygdö-Nakholmen von der Huk-Passage auf Bygdøy bei Oslo.
Abb. 37
Abb. 38
Abb. 37, 38: Glimmersyenitporphyr, Steinvik (NOR), ex. coll. H. Arildskov.
Abb. 39: Glimmersyenitporphyr, Hurum/Storsand (NOR), ex. coll. H. Arildskov (No 1022).
4. Literatur
BREITKREUZ C 2013 Spherulites and lithophysae – 200 years of investigation on high-temparature crystallization domains in silica-rich volcanic rocks – Bull. Volcanol. (2013) 75: 705, 16 S..
HOLTEDAHL O 1943 Studies on the Igneous Rock Complex of the Oslo Region. I – Some structural features of the district near Oslo – Skrifter utgitt av det Norske Videnskaps Akademi i Oslo, I. Mat.-Naturv. Klasse 1943, No. 2 – 71 S., 39 Fig., 1 Kte., Oslo.
JENSCH F 2012 Der Horn-Quarzporphyr vom Oslogebiet, ein unbeachtetes Leitgeschiebe – Geschiebekunde aktuell 28 (3/4): 99-108, 8 Abb., Hamburg/Greifswald August 2012.
OFTEDAHL C 1946 Studies on the igneous rock complex of the Oslo Region. VI. On akerites, felsites and rhomb-porphyries. Skr. Norske Videns.-Akad. i Oslo I. Mat.-naturv. Kl. I. 1946 No.1
SAETHER E 1962 Studies on the Igneous Rock Complex of the Oslo Region. 18. General investigations of the Igneous Rocks in the area North of Oslo. Skr. Norske Videns.-Akad. i Oslo I. Mat.-naturv. Kl. I. Ny Serie No. 1.
ZANDSTRA J G 1999 Platenatlas van noordelijke kristallijne gidsgesteenten, Foto’s in kleur met toelichting van gesteentetypen van Fennoscandinavië – XII+412 S., 272+12 unnum. Farb-Taf., 31 S/W-Abb., 5 Tab., Leiden (Backhuys).
Abb. 1: Strand am Geinitzort mit Gedenkstein zu Ehren von Prof. Eugen Geinitz (1854-1925), der „Vater“ der Geologie Mecklenburgs.
Im Rahmen der 40. Jahrestagung der Gesellschaft für Geschiebekunde in Rostock am dritten Wochenende im April 2025 ergab sich die Gelegenheit zum Geschiebesammeln. Bei bestem Sonnenschein bot sich am Steilufer zwischen Elmenhorst Strand und Geinitzort, westlich von Rostock, ein farbenprächtiges Nebeneinander aus gut gerundeten Geschieben, von denen einige fotografisch dokumentiert werden konnten und die Mehrzahl von ihnen vor Ort belassen wurde.
Abb. 2: GfG-Jahrestagung im Großen Hörsaal der Agrar- und Umweltwissenschaftlichen Fakultät der Universität Rostock.
Dieser Artikel schließt an den Fundbericht zum unmittelbar westlich gelegenen Ufer bei Nienhagen an. An beiden Lokalitäten streichen zwei weichselkaltzeitliche Geschiebemergel aus, ein liegender grauer, etwa 15.000 Jahre alter Geschiebemergel des Pommerschen Stadiums und ein brauner Geschiebemergel des vor ca. 13.200 Jahren einsetzenden Mecklenburger Stadiums. Weiter östlich, entlang der Stoltera, wurden auch Geschiebemergel älterer weichselzeitlicher Eisvorstöße abgelagert (SCHULZ & PETERS 1989, KLAFACK 1996).
Hinsichtlich der Geschiebevergesellschaftung fällt als erstes die Dominanz von Granitoiden und Vulkaniten aus Småland auf. Etwa eine Größenordnung seltener, aber regelmäßig zu finden sind Rapakiwigesteine von Åland (Abb. 3-9) und Vulkanite aus Dalarna (Abb. 11-12). Ost-mittelschwedisches Material (Uppland-Granite, Granat-Cordierit-Gneise etc.) fallen weniger häufig ins Auge. Bemerkenswert sind zwei Funde postorogener 1,45 Ga alter anorogener Granite aus Ostsmåland (Uthammar- und Jungfrun-Granit, Abb. 39-46) sowie gehäufte Funde des Karlshamn-Granits aus Blekinge (Abb. 18-21). Im Detail unterscheiden sich die Fundmöglichkeiten im April 2025 von denen im Jahre 2021: der Braune Ostsee-Quarzporphyr trat dieses Mal nur vereinzelt auf, ebenso Basaltmandelsteine. Vom Ostsee-Syenitporphyr wurde lediglich ein einziges kleines Exemplar gefunden.
Abb. 3: Åland-Ringquarzporphyr, Breite 8 cm.
Abb. 4: Åland-Ringquarzporphyr, Breite 10 cm.
Abb. 5: Hammarudda-Quarzporphyr von Åland, Breite 10 cm.
Abb. 6: Hammarudda-Quarzporphyr, dunkle Variante, Breite 10 cm.
Matthias Bräunlich stellte auf der GfG-Tagung als neues Leitgeschiebe den grünen Åland-Wiborgit vor. Es existieren Farbübergänge zwischen braun und grün, der Fund in Abb. 9 zeigt einen vollkommen grünen Rapakiwi-Granit mit Wiborgit-Gefüge.
Abb. 9: grüner Åland-Wiborgit, Breite 13,5 cm.
Abb. 10 ist ein Vulkanit mit grüner und rotbrauner Grundmasse. Die grüne Farbe könnte auf eine Vermischung von saurem mit basischem Magma zurückzuführen sein (magma mixing). Eine gewisse Ähnlichkeit zum Braunen Ostsee-Quarzporphyr ist erkennbar (kleine mafische Enklaven, die Art der Quarze).
Abb. 10: grüner und rotbrauner Hybridporphyr, Breite 9 cmAbb. 11: Älvdalen-Ignimbrit aus Dalarna, etwa Typ Roter Rännas, Breite 11,5 cm.Abb. 12: Einsprenglingsreicher Porphyr aus Dalarna, Breite 11,5 cm.Abb. 13: Sala-Granit (Uppland/Mittelschweden), Breite 19 cm. Durch das Überwiegen von Plagioklas ist das Gestein nicht als Granit, eher als Granodiorit zu bezeichnen.Abb. 14: Nahaufnahme; beide Feldspäte (Kalifeldspat und Plagioklas) sind weiß und daher nur schwer unterscheidbar. Eckige Feldspäte mit grünem Kern weisen auf Plagioklas hin.Abb. 15: Biotitgranit mit weißem Alkalifeldspat und rotbraunem Plagioklas, Herkunft unbekannt (Mittelschweden?). Breite 9,5 cm.
Als nordschwedisches Leitgeschiebe und einer der Granite mit dem weitesten „Reiseweg“ gilt der Sorsele-Granit aus Nordschweden. Neben der blass rotgrauen Grundmasse aus Quarz und Alkalifeldspat und größeren und runden Ansammlungen dunkler Minerale gelten einige rhombenförmige Plagioklas-Einsprenglinge als Erkennungsmerkmal.
Abb. 16: Granitgeschiebe, Typ Sorsele-Granit, Breite 9 cm.
Von Nordschweden geht es ganz in den Süden von Schweden, nach Blekinge. Von dort stammt der Karlshamn-Granit, ein porphyrischer Granit aus blassrotem Alkalifeldspat (häufig als Karlsbader Zwilling), weißem Plagioklas, grauem oder braungrauem Quarz sowie reichlich braunem Titanit innerhalb der Biotit-Aggregate. Man braucht eine gute Beleuchtung zum Erkennen des Titanits. Der Karlshamn-Granit tritt in Elmenhorst gehäuft auf.
Abb. 18: Karlshamn-Granit, ein postorogener und etwa 1,45 Ga alter Granit aus Blekinge. Breite 11,5 cm.Abb. 19: Nahaufnahme der nassen Oberfläche.
Abb. 20: Karlshamn-Granit, Bildbreite 31 cm.
Abb. 21: Karlshamn-Granit, Bildbreite 11,5 cm.
Die folgenden Bilder zeigen eine Auswahl von Småland-Vulkaniten und -Graniten, wie sie am Strand bei Elmenhorst in Hülle und Fülle zu finden sind. Unter den Småland-Vulkaniten werden Påskallavik-Porphyr, Emarp-Porphyr und einige Vulkanite aus der Gegend von Lönneberga als Leitgeschiebe angesehen.
Abb. 22: Påskallavik-Porphyr, Breite 16 cm.
Abb. 23: Påskallavik- bzw. Ostsmåland-Gangporphyr, Breite 12,5 cm.
Abb. 24: Påskallavik-Porphyr, Breite 8 cm.
Abb. 25: Emarp-Porphyr, Breite 75 mm.
Abb. 26: Lönneberga-Porphyr
Abb. 27: Nahaufnahme
Abb. 28: Solche grünlichgrauen Porphyre kommen auch im Lönneberga-Gebiet vor. Breite 85 mm.Abb. 29: Einsprenglingsreicher intermediärer Vulkanit mit Fragmenten basischer Gesteine und anderer Vulkanite (Lönneberga-Porphyr?). Breite 12 cm.Abb. 30: Lönneberga-Lapillituff mit eutaxitischem Gefüge (Ignimbrit), Breite 11 cm.Abb. 31: Porphyr vom Högsrum-Typ, Breite 8 cm. Der Leitwert dieses Porphyrtyps ist umstritten.
Vereinzelt finden sich in Gesellschaft von Vulkaniten aus Småland auch Porphyre mit einzelnen rhombenförmigen Feldspat-Einsprenglingen, bei gleichzeitiger Abwesenheit von Geschieben aus dem Oslograben oder dem Gebiet des Vaggeryd-Syenits. Möglicherweise bestanden in den aus bimodalem Magmatismus hervorgegangenen Porphyrgängen in Ostsmåland auch Bildungsbedingungen für Hybridporphyre mit rhombenförmigen ternären Feldspäten. Entsprechende Nahgeschiebe aus Småland, die diese Vermutung untermauern könnten, liegen bislang allerdings nicht vor.
Abb. 32: Rhombenführender Porphyr, Breite 10 cm.
Die meisten der zahlreichen Porphyr-Geschiebe mit lebhaften Farben und leuchtend blauem Quarz lassen sich grob auf das Gebiet des Transkandinavischen Magmatitgürtel (TIB), insbesondere Småland zurückführen, ein genaues Vorkommen lässt sich in der Regel aber nicht verorten (Abb. 33-38).
Abb. 33: Småland-Porphyr, Breite 15 cm
Abb. 34: Småland-Porphyr, Breite 11 cm
Abb. 35: brekziöser Småland-Porphyr, Breite 12 cm
Abb. 36: einsprenglingsreicher Småland-Porphyr, Breite 9,5 cm
Abb. 37: Småland?-Granitporphyr, Breite 13 cm
Abb. 38: Grenze Gangporphyr-Granit, Breite 11 cm
Geschiebefunde der postorogenen und etwas jüngeren (1,45 Ga)-Granite aus Ost-Småland (Götemar-, Jungfrun und Uthammar-Granit) sind selten, schwer erkennbar und mit wesentlich häufigeren Granittypen verwechselbar: der Uthammar-Granit mit gewöhnlichen roten porphyrischen Småland-Graniten, Götemar- und Jungfrun-Granit mit porphyrischen Rapakiwis.
Der Uthammar-Granit (ausführliche Beschreibung hier) besitzt ein undeutlich porphyrisches Gefüge aus teils orangeroten, teils vollroten Alkalifeldspäten und ist im Unterschied zu den allermeisten Småland-Graniten undeformiert, was sich u. a. durch das Vorhandensein einzelner Glimmerplättchen äußert, teilweise mit sechseckigen Umrissen.
Abb. 39: Uthammar-Granit, Breite 12 cm.Abb. 40: Nahaufnahme. In den Biotit-Aggregaten ist gelber Titanit erkennbar.
Ein großes Granitgeschiebe wurde als Jungfrun-Granit bestimmt (detailierte Beschreibung hier).
Abb. 41: Jungfrun-Granit, Geschiebe von 66 cm Breite.Abb. 42: Gefüge, nass fotografiert.Abb. 43: Nahaufnahme
Die Granite des Småland-Värmland-Gürtels lassen sich grob nach ihrem Gefüge sowie der Farbe in (gleichkörnige) Växjö- und (porphyrische) Filipstad-Typen unterteilen. Sie kommen nicht nur um die genannten Städte, sondern in vielen Gebieten vor. Die wenigsten Geschiebefunde können einem begrenzten Vorkommen zugeordnet werden.
Gleichkörnige Växjö-Typen finden sich in Elmenhorst in großer Zahl, mit erheblichen Variationen hinsichtlich der Farbgebung. Alkalifeldspat kann blassrot bis vollrot, auch braun, Plagioklas weiß bis grünlich, gelb oder orange gefärbt sein. Quarz ist blau oder grau getönt, dunkle Minerale (Biotit) kommen in geringer Menge vor. Roter Växjö besteht hauptsächlich aus rotem Alkalifeldspat und Quarz. Weitere Attributierungen sind: Bunter Växjö (roter Alkalifeldspat, gelblicher Plagioklas), Grauer Växjö (helle, graue, blassrote Alkalifeldspäte, heller Plagioklas) und Rosa Växjö (s. SMED & EHLERS 2004:132).
Abb. 44: Småland-Granit, Typ Bunter Växjö, Breite 10,5 cm.Abb. 45: Bunter Växjö, Breite 12 cm.
Abb. 46: blassroter Växjö-Granit
Abb. 47: Växjö-Granit, Breite 10 cm
Abb. 48: Roter Växjö, Breite 11,5 cm
Abb. 49: Roter Växjö, Breite 12 cm
Abb. 50: Grauer Växjö-Granit, Breite 9 cm
Abb. 51: Grauer Växjö?-Granit, Breite 13 cm
Granite vom Typ Rosa Växjö, wie von Smed & Ehlers 2004: 132 beschrieben, stammen aus der Umgebung der Stadt Växjö in Südschweden und sind in Elmenhorst gehäuft zu finden. Kennzeichnend ist eine zusammenhängende Masse aus rosa- bis bräunlichgrauem Alkalifeldspat und grauem Quarz, aus der gelbliche Plagioklas-Einsprenglinge herausstechen.
Abb. 52: Granite vom Typ Rosa Växjö, Breite 12 cm.Abb. 53: Granit vom Typ Rosa Växjö, Breite 9,5 cm.
Småland-Granite mit porphyrischem Gefüge (Grundmasse + größere Alkalifeldspat-Einsprenglinge) werden als Filipstad-Typ bezeichnet.
Abb. 54: porphyrischer Småland-Granit mit blassrotem Alkalifeldspat und Blauquarz, Breite 11,5 cm.Abb. 55: In Småland sehr weit verbreiteter porphyrischer Småland-Granit aus braunem Alkalifeldspat, weißem Plagioklas und Blauquarz, Breite 12 cm.
In Nordost-Småland kommen vermehrt porphyrische Granite mit braunem Alkalifeldspat, Blauquarz und orangefarbenem bis orangerotem Plagioklas vor, die darüber hinaus gelben Titanit in erheblicher Menge enthalten. In den Graniten vom Kinda-Typ (Beschreibung) werden einzelne Alkalifeldspäte teilweise oder vollständig von einem Saum aus Plagioklas umgeben.
Typisch für Ost-Småland und ein häufiger Fund, wenn auch etwas unauffälliger, sind die Granite vom Virbo-Typ (Beschreibung), grobkörnige und leicht deformierte rote Granite mit schmutziggrünem Plagioklas, trüb blauem oder grauem Quarz sowie reichlich gelblichem Titanit.
Abb. 58: Virbo-Granit, Breite 11 cm.Abb. 59: Virbo-Granit, Breite 12 cm.Abb. 60: Dieser hübsche porphyrische Granit mit grünem bis orangerotem Plagioklas könnte aus einem größeren Gebiet in NE-Småland/Östergötland stammen. Breite 10 cm.
Nicht alle bunten Plutonite sind Granite, es kommt auf das Mengenverhältnis Alkalifeldspat zu Plagioklas sowie den Anteil an Quarz zu Gesamtfeldspat und Quarz an. Abb. 61-62 zeigt Funde, in denen gelblicher bis grüner Feldspat (Plagioklas) über roten Alkalifeldspat dominiert (Granodiorit). Vergleichbare Plutonite wurden vom Verfasser anstehend in NE-Småland beobachtet.
Abb. 61: Granodiorit, Breite 12,5 cm.
Abb. 62: Quarz-Monzodiorit, Breite 11 cm.
Granit-Geschiebe, in denen wenigstens einige der größeren Alkalifeldspäte gerundet und von einem hellen Saum aus Plagioklas umgeben sind, werden als Filipstad-Granite im engeren Sinne bezeichnet, wie sie aus der Umgebung von Filipstad in Värmland bekannt sind. Ähnliche Gefüge kommen aber auch in Småland und Östergötland vor.
Abb. 63: Filipstad-Granit, Breite 10,5 cm.Abb. 64: orangefarbener Filipstad-Granit mit dunkler mafischer Enklave, Breite 9,5 cm.
Die letzten Bilder zeigen einige weitere Funde aus Elmenhorst, darunter Kataklasite, Gneise und andere Metamorphite.
Abb. 65: Kataklasit, eine Brekzie mit Fragmenten eines feinkörnigen und augenscheinlich alterierten basaltischen Gesteins in einer grauen, wahrscheinlich ebenfalls basaltischen Matrix. Breite 11,5 cm.Abb. 66: Epidotisierter Magmatit aus rotem Alkalifeldspat, epidotisiertem Plagioklas und Blauquarz, durchzogen von Rissen, die mit Epidot gefüllt sind. Breite 10 cm.Abb. 67: dioritisches Gestein mit stengeligen Hornblende-Porphyroblasten, Breite 11 cm.Abb. 68: Augengneis, Breite 12 cm.Abb. 69: Paragneis mit violettroten Granat-Porphyroblasten und einer glimmer- und feldspatreichen Matrix, die wahrscheinlich auch Cordierit enthält. Breite 8 cm.
Abb. 70: Västervik-Fleckengestein (Cordierit-Granofels), Breite 10 cm.Abb. 71: Mit einiger Wahrscheinlichkeit stammt auch dieses graue Cordierit-Fleckengestein mit kleineren weißen Sillimanit-Flecken aus dem Västervik-Gebiet. Breite 10 cm.Abb. 72: „Leptit“ (feinkörniger Gneis) mit weißem Sillimanit, Breite 10 cm. Solche Metasedimente kommen im Västervik-Gebiet, aber auch weiter nördlich vor, z. B bei Kolmården.Abb. 73: Strand bei Elmenhorst.
Literatur
KLAFACK R 1996 Bericht über die Exkursion zur Steilküste Nienhagen – Geschiebekunde aktuell 12 (2): 61, Hamburg.
SCHULZ W & PETERSS K 1989 Geologische Verhältnisse im Steiluferbereich des Fischlandes sowie zwischen Stoltera und Kühlungsborn – In: Mitteilungen der Forschungsanstalt für Schiffahrt, Wasser- und Grundbau; Schriftenreihe Wasser- und Grundbau 54. Berlin: Forschungsanstalt für Schiffahrt, Wasser- und Grundbau. S. 132-148.
SMED P & EHLERS J 2002 Steine aus dem Norden – Bornträger-Verlag Stuttgart, 1. Auflage 1994, 2. Auflage 2002.
Abb. 1: Osterzgebirgischer Gangachat,Quarz-Amethyst-Achat-Paragenese, auch Schlottwitzer „Trümmerachat“. Kiesgrube Zeithain, Breite 18 cm (Slg. B. Mekiffer).
In Kiesgruben im südlichen Südbrandenburg und nördlichen Sachsen finden sich regelmäßig Gesteine sächsischer und böhmischer Herkunft. Sie sind die Fracht mehrerer alter Elbeläufe, die sich vom Miozän bis zum Holozän verfolgen lassen, mit jeweils charakteristischen Geröllgemeinschaften. Die Flussläufe wurden während der nordischen Inlandvereisungen und der Warmzeiten mehrfach verlegt, Ablagerungen von Elbschottern durch das vorrückende Inlandeis, periglaziale und glazifluviale Prozesse teilweise abgetragen, umgelagert und mit glazialen Sedimenten vermengt. So treten an manchen Lokalitäten Elbgerölle lediglich als Beimengung zu nordischen Geschieben in Erscheinung, an anderen Orten überwiegen sie. Der Geschiebesammler betritt hier mitunter eine „andere Welt“ mit einer ungekannten Vielfalt an Gesteinstypen. Die Heimatgebiete dieser Elbgerölle liegen in Sachsen (Erzgebirge, Tharandter Wald, variszische Einheiten innerhalb der Elbezone, Meißener Gebiet, Döhlener Becken, Elbsandsteingebirge) und in Nordböhmen (Riesengebirgsvorland, Erzgebirge, Böhmisches Mittelgebirge, Barrandium, permokarbonische Becken).
Abb. 2: Übersichtskarte der Liefergebiete der Elbgerölle (Kartengrundlage GRYGAR 2016, DROST 2008, PÄLCHEN & WALTER 2008).
Dieser Artikel ergänzt die Dokumentation von Elbgeröllen aus der Umgebung von Berlin, aus dem Gebiet von Teltow, Zauche und Fläming durch Funde von ausgewählten Lokalitäten in Südbrandenburg und Sachsen. Insbesondere Ablagerungen des mittelpleistozänen Berliner Elbelaufs sind von Interesse, die Fundbeschreibungen aus den Gruben Altenau, Mühlberg und Zeithain daher etwas umfangreicher. Einen Einblick in die Gemeinschaft der Elbgerölle vermittelt auch der Besuch der Elbufer in Dresden und Meißen. Nur vereinzelt wurden Lokalitäten mit Ablagerungen der älteren „Senftenberger Elbe“ (Pliozän und Altpleistozän) auf den Tertiärhochflächen der Niederlausitz besucht.
Die Kiesgrubenfunde stammen bevorzugt aus der Überkorn-Fraktion (5-25 cm), was eine gewisse Selektion hinsichtlich ihrer Verteilung und Häufigkeit bedingt. So sind die oftmals recht kleinen Einzelgerölle von Amethyst, Chalcedon oder Achat im Überkorn kaum zu finden. Die Bestimmung der Gerölle erfolgte gemäß den Beschreibungen von Kurt Genieser (GENIESER 1953a, 1955, 1957, 1962, GENIESER & MIELECKE 1957), die durch SCHWARZ et al 2012, SCHWARZ & LANGE 2013, 2017, SCHWARZ & RIEDRICH 2010, SCHWARZ 2021 und SCHWARZ 2024 teilweise revidiert und erweitert wurden (s. Literaturverzeichnis).
Abb. 3: Übersichtskarte der Fundlokalitäten im südlichen Brandenburg und in Sachsen (ohne Dresden und Meißen).
In den Kiesgruben Mühlberg, Altenau und Zeithain werden Schotter der tieferen Mittelterrasse abgebaut. Sie werden der mittelpleistozänen Berliner Elbe zugeordnet (WOLF & ALEXOWSKY 1998), einer spätelster- bis frühsaalezeitlichen Sedimentation innerhalb der sog. Elbtalglazialwanne (SCHWARZ & LANGE 2013). In Mühlberg finden sich auch jüngere Ablagerungen (STEDING 1996, WOLF & ALEXOWSKY 1998). An allen drei Fundorten dominieren klar Gesteine südlicher Herkunft (Elbgerölle), nordische Geschiebe beschränken sich auf wenige Einzelfunde. Das Geröllinventar ist vielfältig und besteht aus Gesteinsmaterial aus dem Barrandium in Böhmen, der sächsischen und böhmischen Seite des Erzgebirges, variszischen Einheiten, Döhlener Becken und dem Meißener Massiv (Abb. 2). Gesteine aus dem Riesengebirge und dem Nordwestsächsischen Vulkanitkomplex sowie Gerölle aus dem Muldesystem treten nur in sehr geringer Menge auf (EISSMANN 1975).
Abb. 4: Überkornhalde in der Kiesgrube Altenau.Abb. 5: Dem Besucher fällt schnell der hohe Anteil grauer Alkalivulkanite aus der Eruptivprovinz des Egergrabens auf (Kiesgrube Altenau).
Der Anteil nordischer Geschiebe in der Überkorn-Fraktion wird auf maximal 1-2% geschätzt. Vereinzelt finden sich Feuersteine, unterkambrische Skolithos-Sandsteine oder Rapakiwi-Granite. Abb. 6 zeigt einen unterkambrischen Skolithos-Sandstein aus Altenau, Abb. 7 einen Åland-Quarzporphyr aus Zeithain.
Abb. 6: Skolithos-Sandstein, Altenau.
Abb. 7: Åland-Quarzporphyr, Zeithain, Breite 11,5 cm.
Quarzreiche Gerölle
In der Grobkies-Fraktion ist ein hoher Milchquarz-Anteil zu beobachten, im Überkorn tritt er deutlich zurück. Typisch „südliche“ Milchquarz-Varianten sind gehäufte Funde von „streifig durchscheinenden Quarzen“ und „zellig zerfressenen Gangquarzen“. Gelegentlich treten Kasten-, Zellen-, Gerüst- und Strahlenquarze auf. Ein Teil davon sind typisch osterzgebirgische Bildungen, insbesondere in Paragenese mit Amethyst, Rauchquarz, Jaspis oder Achat (Abb. 14). Große gelbe Pseudomorphosen von Quarz nach Baryt (Abb. 9) sind aus dem Mittelerzgebirge bekannt.
Abb. 12: Kasten- oder Zellenquarz, Altenau, Breite 12 cm.Abb. 13: Kastenquarz, Altenau, angefeuchtete Schnittfläche.Abb. 14: Quarzreiche Störungsbrekzie mit Milchquarzbändern und hell orangefarbenen Achat-Fragmenten (osterzgebirgischer „Trümmerachat“); Altenau, Breite 11 cm.
Cherts und Hornsteine, „Kieselschiefer“ und „Lydite“
Als Elbgeröll findet sich eine Vielfalt an quarzreichen und sehr harten Cherts und Hornsteinen von grauer, grüner, roter oder gelber Farbe (Abb. 17-25). Schwarze Hornsteine und Cherts, durchzogen von mit Milchquarz gefüllten Rissen werden landläufig als „Lydit“ (Abb. 15), geschichtete Hornsteine als „Kieselschiefer“ bezeichnet (z. B. Abb. 20). Ein großer Teil der „Lydite“ dürfte allerdings aus dem Proterozoikum westlich von Prag stammen, aus den Cherts von dort sind keine Radiolarien bekannt. Ein Teil der rötlichen Hornsteine stammt wahrscheinlich aus dem Döhlener Becken (z. B. Abb. 17, 22). Eine genauere Herkunftsbestimmung dieser Gerölle ist in der Regel nicht möglich.
Abb. 15: Schwarzer Hornstein („Lydit“), Mühlberg.Abb. 16: Gekreuzte Kluftstaffeln in einem dunkelgrauen Hornstein, Altenau, Breite 11 cm.
Abb. 17: Breite 12 cm, Altenau
Abb. 18: Breite 10 cm, Altenau
Abb. 19: Breite 9 cm, Zeithain
Abb. 20: geschichteter Hornstein, Breite 12 cm, Zeithain
Abb. 21: roter und violetter Hornstein, Zeithain
Abb. 22: Breite 9 cm, Altenau
Abb. 23: Orangeroter Hornstein mit undeutlich entwickelter Lagentextur (geschichteter Hornstein); Altenau, Breite 7,5 cm.Abb. 24: Silifizierter Vulkanit (Tuffit) mit gelben, grünen und roten Farbanteilen; Altenau, Breite 15 cm.
Die Alkalivulkanite aus der Eruptivprovinz des Egergrabens stellen den häufigsten Gerölltyp auf den Überkornhalden in Altenau, Mühlberg und Zeithain. Entsprechend lässt sich eine große Variationsbreite an Tephriten, Basaniten (Olivin-Pyroxen-Basanite, auch Ankaramite) und Phonolithen sammeln. Eine Bestimmung der Gesteine anhand äußerlicher Merkmalen ist eingeschränkt möglich, für eine exakte Ansprache ist man auf Laboruntersuchungen angewiesen.
Abb. 25: Alkalivulkanite in der Kiesgrube Zeithain; oben zwei graue Tephrite und ein Phonolith; Mitte: syenitische Ganggesteine; unten links: Phonolith, rechts ein Olivin-Pyroxen-Basanit.
Tephrite weisen eine graue bis bläuliche Verwitterungsrinde und eine feinkörnige Grundmasse auf. Als Einsprengling tritt idiomorpher und glasglänzender Klinopyroxen auf, der teilweise sternförmige Ansammlungen (Zwillinge) bildet. Gelegentlich ist amygdaloides Gefüge (Mandelsteingefüge) zu beobachten (Abb. 28).
Abb. 26: Tephrit, Altenau.
Abb. 27: Tephrit, Mühlberg.
Abb. 28: Tephrit, Breite 17 cm, Mühlberg.
Abb. 29: tephritähnlicher Alkalivulkanit mit weißen Sanidinleisten (Tephriphonolith?); Altenau.Abb. 30: Tephritischer Lapillituff mit feinkörnigen und schwach kantengerundeten Lapilli. Breite 23 cm, Altenau.
Xenolithe von Erdmantelgesteinen (Peridotiten) treten in den känozoischen Alkalivulkaniten nur vereinzelt auf. Bemerkenswert ist der Fund eines Tephrits mit dunklen Ultramafitit-Xenolith (Peridotit-Xenolith, z. B. Olivin-Klinopyoxenit) oder ein Pyroxen-Olivin-Kumulat.
Abb. 31: Tephrit mit dunklem Peridotit?-Xenolith (Olivin-Pyoxenit) und feinkörnigen Vulkanit-Fragmenten.Abb. 32: Nahaufnahme des Peridotit-Xenoliths aus schwarzem Klinopyroxen, gelblich verwitterndem Olivin und einer hellen, nicht näher bestimmbaren Zwischenmasse (HCl-Test negativ).
Basanite: basaltähnliche Gesteine mit Olivin- und Pyroxen-Einsprenglingen können als Basanite bezeichnet werden. Olivin verwittert auf der Gesteinsoberfläche meist gelblich, im Bruch ist er flaschengrün gefärbt. Der Einsprenglings-Anteil schwankt, besonders Ol-Px-reiche Varianten sind als Ankaramite anzusehen (Abb 34). In der Grundmasse fein verteilte, mit bloßem Auge nicht sichtbare Foide bewirken die leichte Verwitterbarkeit der Gesteine. Foid-Einsprenglinge sind nur selten zu beobachten (Abb. 35).
Abb. 33: Basanit mit löchriger Oberfläche durch ausgewitterte Olivin-Einsprenglinge; etwas weniger schwarzer Pyroxen. Mühlberg, Breite 14 cm.Abb. 34: Bruchfläche eines ankaramitischen Basanits mit reichlich gelbgrünen Olivin- und dunkelgrünen Pyroxen-Einsprenglingen. Mühlberg, Breite 9 cm.Abb. 35: Alkalivulkanit mit teils sechseckigen Nephelin-Einsprenglingen (Altenau).Abb. 36: Säulenförmiger Alkalivulkanit ohne Einsprenglinge; Altenau, Breite 12 cm.
Hin und wieder lässt sich die für Alkalivulkanite typische Sonnenbrenner-Verwitterung oder bizarre Verwitterungsformen beobachten (Abb. 37-38).
Abb. 37: verwitternder Alkalivulkanit, Altenau, Breite 19 cm.
Abb. 38: verwitternder Alkalivulkanit, Zeithain, Breite 12 cm.
Phonolithe besitzen eine hellgraue bis grünliche Verwitterungsrinde, eine feinkörnige bis dichte Grundmasse und enthalten meist nur wenige Einsprenglinge von schwarzem Klinopyroxen, nadeligem Ägirin oder Alkalifeldspat (Sanidin). Trachyte können den Phonolithen sehr ähnlich sehen.
Abb. 39: grünlichgrauer Phonolith mit einzelnen Sanidin-Einsprenglingen. Zeithain, Breite 8 cm.Abb. 40: Heller Alkalivulkanit (Phonolith) mit säuligen Pyroxen, nadeligen Ägirin- und durchscheinenden Sanidin-Einsprenglingen. Altenau, Breite 9 cm.Abb. 41: grünlicher Phonolith mit feldspatreicher Grundmasse, sehr kleinen Aggregaten schwarzgrüner Minerale und einigen größeren und hellen Feldspat-Einsprenglingen (Sanidin). Altenau, Breite 21 cm.Abb. 42: Phonolithischer Alkalivulkanit mit einem Sanidin-Durchdringungszwilling sowie dunklen und nadelförmigen Ägirin-Einsprenglingen (Altenau).Abb. 43: an Sanidin-Einsprenglingen reicher phonolithischer Alkalivulkanit (Zeithain).
Ein auffälliger und häufiger Typ Alkalivulkanit besitzt eine helle, körnige und feldspatreiche Grundmasse und enthält zahlreiche Pyroxen-Einsprenglinge. Es dürfte sich um ein syenitisches bis foidsyenitisches Ganggestein bzw. Subvulkanit handeln. Foide sind makroskopisch nicht erkennbar.
Abb. 44: Syenitischer bis foidsyenitischer Alkalivulkanit, trocken fotografiert; Altenau, Breite 14 cm.Abb. 45: Die Nahaufnahme der nassen Oberfläche zeigt sowohl sternförmige Verzwilligungen von Klinopyroxen-Einsprenglingen, als auch einen annähernd perfekt sechseckigen Querschnitt eines Klinopyroxens.
Böhmisches Quarz-Lydit-Konglomerat
Das Elbeleitgeröll aus den Brdy (Kambrium des Prager Beckens) tritt recht häufig im Berliner Elbelauf auf. Typische Merkmale sind eine grünlichgraue Gesamtfarbe, weiße und meist gut gerundete Milchquarz-, etwas weniger schwarze „Lydit“-Lithoklasten sowie eine ähnlich zusammengesetzte Matrix. Eine Verwechslungsmöglichkeit besteht mit „Tertiärquarziten“ böhmischer Herkunft, diese sind allerdings meist schlecht sortierte Diamiktite.
Abb. 46: Böhmisches Quarz-Lydit-Konglomerat, Altenau, Breite 17 cm.
Abb. 47: Altenau, Breite 20 cm.
Abb. 48: Zeithain, Breite 11 cm.
Abb. 49: rötliche Matrix, Altenau, Breite 13 cm.
Aus dem Kambrium bis Ordovizium des Prager Beckens (Barrandium) könnten auch plattige und gelblichgrüne bis rötliche Sandsteine mit wenigen dunklen Cherts-Lithoklasten stammen.
Abb. 50: Gelblichgrüner und roter Sandstein mit dunklen Chert-Lithoklasten; Altenau, Breite 16 cm.
„Skolithos“-Sandsteine
Als böhmisches Leitgeröll gelten verkieselte Sandsteine mit einer Skolithos-Ichnofauna („Dabrowquarzit“, „Skalkaquarzit“, GENIESER 1955, Abb. in SCHWARZ & LANGE 2013). Aus dem Ordovizium des Prager Beckens sind mehrere Formationen mit Sandsteinen mit quarzigem, teils eisenschüssigem Bindemittel bekannt, in denen vertikale Gänge von Skolithos und Monocraterion auftreten (Lokalbezeichnungen Skalka-Quarzit und Revnice-Quarzit). Die von CHLUPAC et al 1993 als Tigilites vertebralis bezeichneten Spuren gehören wohl zur Skolithos-Ichnofauna. Seltener sind komplexe, in tieferen Teilen sich verzweigende Gänge von Pragichnus fascis CHL aus der Skolithos-Ichnofazies (HAVLICEK et al 1958:28, CHLUPAC 1993:57-58, CHLUPAC et al 1998). Ein Geröllfund mit Pragichnus fascis CHL (Abb. 52) aus Altenau wird von TORBOHM & HOFFMANN 2024 (Publikation in Vorb.) beschrieben.
Elbgerölle der böhmischen Quarzsandsteine mit Skolithos-Röhren sind sehr feinkörnig, besitzen eine gelbgraue, hellgraue oder bräunliche Färbung und können durch Verkieselung eine große Härte und Zähigkeit aufweisen. Sie führen feine Hellglimmerblättchen, Röhren der Skolithos-Ichnofazies treten vereinzelt auf, einige von ihnen auch schräg zur Schichtung. Schwierigkeiten ergeben sich bei der Unterscheidung von Geschieben der weit verbreiteten unterkambrischen Sandsteine mit Skolithos-Ichnofauna. Die „südlichen“ Skolithos-Sandsteine sind aber offenbar deutlich feinkörniger, stark verkieselt, hellglimmerführend und enthalten nur wenige Röhren.
Abb. 51: Ordovizischer Sandstein mit Röhren der Skolithos-Ichnofauna. Mühlberg, Breite 12,5 cmAbb. 52: Sich verzweigende Gänge von Pragichnus fascis CHL in einem hellen und silifizierten Sandstein, Blick auf die Schichtung, Breite 10 cm.
Ein regelmäßiger Fund und auffälliger Lithotyp sind ockerfarbene, silifizierte und sehr harte Feinsandsteine mit roten Flecken (eisenschüssiges Bindemittel). Eine Schichtung ist kaum erkennbar, hin und wieder sind Skolithos-Röhren zu beobachten (Abb. 53-56). Aus den unterordovizischen red beds des Barrandiums in Böhmen werden ähnliche Gesteine beschreiben.
Abb. 53: Altenau, Breite 19 cm.
Abb. 54: Mühlberg
Abb. 55: Zeithain
Abb. 56: mit Skolithos-Ichnofauna; Altenau, Breite 15 cm.
Paläozoische Kieselhölzer
Silifizierte paläozoische Hölzer finden sich regelmäßig, wenn auch nur vereinzelt im Berliner Elbelauf und können geschnitten und poliert sehr reizvoll aussehen. Mögliche Herkunftsgebiete sind die permokarbonischen Becken in Böhmen und das Döhlener Becken. Die Kieselhölzer des Döhlener Beckens weisen im Allgemeinen eine schlechte, die böhmischen Hölzer eine gute Strukturerhaltung auf. Das dunkle paläozoische Kieselholz Abb. 58-59 enthält mit Quarz sowie rotem Bandachat gefüllte Hohlräume.
Abb. 57: Paläozoisches Kieselholz, Altenau, Aufnahme unter Wasser.
Abb. 58: Paläozoisches Kieselholz, Altenau.
Abb. 59: Nahaufnahme
Abb. 60: Paläozoisches Kieselholz, Mühlberg, Aufnahme unter Wasser.
Abb. 61: polierte Schnittfläche
Abb. 62: Nahaufnahme
Kreidesandstein
Die weichen Kreidesandsteine (Elbsandstein) sind als Elbgeröll offenbar nicht besonders erhaltungsfähig und treten nur vereinzelt auf, meist als rostbraun verfärbte und nur wenig verfestigte Quarzsandsteine. Hin und wieder finden sich darin Faunenreste.
Abb. 63: Kreidesandstein mit Inoceramen-Fragment? Breite 23 cm (Mühlberg).
„Tertiärquarzite“ und „Knollensteine“
Die Erosion der Kreidesandsteine im Tertiär führte zu kiesig-konglomeratischen Ablagerungen, die nachfolgend teilweise der Verkieselung unterlagen. Durch konzentrische Ausbreitung von Kieselsäure im Sediment bildeten sich konkretionäre, als „Knollenstein“, „Tertiärquarzit“ oder „Dinasquarzit“ bezeichnete Formen, meist schlecht sortierte und matrixgestützte Übergänge zwischen Brekzien und Konglomeraten (Diamiktite). Sie weisen ein breites Korngrößenspektrum aus eckigen bis gerundeten und milchigen bis durch-scheinenden Quarz-Lithoklasten sowie eine feinsandige bis tonige und verkieselte Matrix auf. Der Lithoklasten-Bestand kann monomikt (nur Quarze) oder polymikt (+ Lydite/Cherts, Sandsteine etc.) sein. Knollensteine und Tertiärquarzite sind meist gelblichweiß gefärbt, treten aber in vielfältigen Farben, Gefügen und Zusammensetzungen auf (GENIESER & MIELECKE 1957, SCHWARZ & LANGE 2013). Sie sind in Böhmen weit verbreitet, Vorkommen auch aus Sachsen bekannt. Geröllfunde lassen sich nicht näher lokalisieren, allerdings scheinen Tertiärquarzite mit bunten Lithoklasten proterozoischer Cherts aus Böhmen zu stammen, aus den Einzugsgebieten der Berounka und Moldau (GENIESER & MIELECKE 1957). Vergleichbare Vorkommen sind aus Sachsen unbekannt. Der „böhmische“ Gerölltyp tritt im Berliner Elbelauf nur vereinzelt auf.
Ein weitläufiges Störungssystem aus Gangquarzen und quarzreichen Gang- bzw. Störungsbrekzien im Osterzgebirge ist Lieferant von Geröllen mit charakteristischen Paragenesen aus Quarz, Amethyst, Rauchquarz, Jaspis und/oder Achat. Die Gesteine gelangten über die Müglitz, von tschechischer Seite über die Eger in die Elbe. Störungsbrekzien mit Amethyst werden auch als „Trümmerkristallquarz“, mit Fragmenten von Bandachat als „Trümmerachat“ bezeichnet. Sie können von Kastenquarzen und Strahlenquarz-Pseudomorphosen (nach Baryt) begleitet sein. Das gemeinsame Auftreten dieser Paragenesen kennzeichnet die osterzgebirgische Geröllgemeinschaft (GENIESER 1955).
Abb. 66: Osterzgebirgische Quarz-Amethyst-Brekzie, polierte Schnittfläche. Quarz- und Amethyst-Bänder wurden durch erneute tektonische Überprägung geklüftet und gegeneinander verstellt.Abb. 67: Quarz- und Amethyst-Bänder, Rückseite einer osterzgebirgischen Quarz-Amethyst-Achat-Paragenese (Schlottwitzer „Trümmerachat“), gleicher Stein wie Abb. 1. Kiesgrube Zeithain, Breite 16 cm (Slg. B. Mekiffer).Abb. 68: Gleicher Stein, Detailaufnahme der Gangachat-Partie.Abb. 69: Quarz-Achat-Brekzie, Altenau, Aufnahme unter Wasser.Abb. 70: Nahaufnahme des Gangachats, nasse Oberfläche.Abb. 71: Störungsbrekzie mit rotem Achat, Quarz-Fragmenten und roter Hornstein-Matrix. Zeithain, Breite 18 cm.Abb. 72: Detailaufnahme des Gefüges unter Wasser.Abb. 73: Quarz-Achat-Gangbrekzie („Trümmerachat“), Altenau, Aufnahme unter Wasser.Abb. 74: Nahaufnahme der polierten Schnittfläche.Abb. 75: Gangquarz mit hellem und rotem Bandachat oder Chalcedon. Zeithain, Aufnahme unter Wasser.Abb. 76: gleicher Stein, Nahaufnahme der nassen Oberfläche.
Abb. 77-80 zeigt weitere Beispiele osterzgebirgischer Gangquarze und quarzreicher Störungsbrekzien mit rotem Jaspis bzw. Hornstein, Abb. 80 auch in ooidartiger Ausbildung.
Abb. 77: Zeithain, Breite 8 cm
Abb. 78: „Trümmerachat“, Zeithain
Abb. 79: „Trümmerachat“, Mühlberg
Abb. 80: Ooidartiger Jaspis, Altenau
Postvariszische Vulkanite (Rhyolithe)
Intensive vulkanische Aktivität in der Spätphase der variszischen Orogenese zwischen Oberkarbon und Perm führte zur Ablagerung ausgedehnter Komplexe von Eruptivgesteinen. Im sächsischen Einzugsgebiet der Elbe spielt das Osterzgebirge, der Tharandter Wald und das Gebiet von Meißen eine wichtige, der annähernd zeitgleich entstandene Nordwestsächsische Eruptivkomplex nur eine untergeordnete Rolle als Geröll-Lieferant. Ein Teil der sauren bis intermediären Vulkanite (Rhyolithe, Porphyrite, Pechsteine, porphyrartige Tuffe, Tuffite und intrusive Granitporphyre) ist als Elbgeröll erkennbar. Funde lassen sich in der Regel aber keinem bestimmten Vorkommen zuordnen, weil die Gesteine im Anstehenden eine gewisse petrographische Gleichförmigkeit aufweisen und an verschiedenen Lokalitäten ganz ähnlich aussehen können (SCHÜLLER & MÜLLER 1937).
In den Kiesgruben Mühlberg, Altenau und Zeithain finden sich rhyolithische Vulkanite in großer Zahl und Vielfalt. Charakteristisch sind blasse Farben, feinkörnige bis dichte, teilweise auch kaolinisierte Grundmassen und wenig Quarz- und Feldspat-Einsprenglinge. Die Quarze haben noch die eckige Gestalt der ehemaligen Hochquarz-Modifikation bewahrt und weisen Spuren magmatischer Korrosion auf.
Abb. 81: Auswahl postvariszischer Vulkanite, Zeithain.Abb. 82: Vulkanit mit fleckiger, durch Kaolinisierung partiell gebleichter Grundmasse. Altenau, Breite 11 cm.
Abb. 83-87 zeigt weitere Beispiele postvariszischer Vulkanite aus der Kiesgrube Altenau, der Vulkanit in Abb. 88 stammt aus Zeithain (Breite 14 cm).
Abb. 83
Abb. 84
Abb. 85
Abb. 86
Abb. 87
Abb. 88
Abb. 89: Einige Vulkanite weisen ein eutaxitisches Gefüge auf, ein klarer Hinweis auf eine Ablagerung als Ignimbrit. Altenau, Aufnahme unter Wasser.Abb. 90: netzartig korrodierter Feldspat-Einsprengling in einem braunen Rhyolith; Zeithain.Abb. 91: Rhyolith mit sphärolithischer Textur, Altenau, Aufnahme unter Wasser.Abb. 92: roter Achat in einem Rhyolith mit fluidaler Textur; Zeithain, Aufnahme unter Wasser.
Ein weiteres primär vulkanisches Gefüge sind runde bis eiförmige, teilweise konzentrisch aufgebaute Lithophysen oder Sphärolithe, die auch als „Wilde Eier“ bezeichnet werden.
Abb. 93: Rhyolith mit konzentrisch aufgebauten, teilweise mit bläulichem Chalcedon gefüllten Lithophysen; Altenau, polierte Schnittfläche.Abb. 94: Nahaufnahme; innerhalb der konzentrisch aufgebauten Lithophyse am rechten Bildrand sind hellere, radialstrahlig-faserige Partien (Sphärolithe) erkennbar.
Der nächste Fund aus Altenau ist ein rötlichgrauer Rhyolith, der auf einer Kluftfläche einen Besatz mit cremefarbenen runden Aggregaten aufweist (Lithophysen und/oder Spärolithe).
Abb. 95: Bildbreite 11 cm
Abb. 96: Nahaufnahme nass
Abb. 97: polierte Schnittfläche
Abb. 98-99 ist ein gelblichgrüner Vulkanit mit perlitischer Textur und zahlreichen hellen, wahrscheinlich im Zuge der Entglasung zerbrochenen und teilweise mit blauem Chalcedon gefüllten Lithophysen. Das Gestein könnte aus dem Gebiet des Teplitzer Rhyoliths (Osterzgebirge) stammen (SCHWARZ & LANGE 2013). Kiesgrube Altenau, polierte Schnittfläche.
Abb. 98: perlitischer Vulkanit, Altenau
Abb. 99: Nahaufnahme
Abb. 100-101 zeigt einen hellen Rhyolith mit ausgewitterter Kugeltextur (Lithophysen) aus der Kiesgrube Zeithain (Slg. B. Mekiffer). Abb. 101 ist der gleiche Stein mit nasser Oberfläche, gedreht um 90 Grad.
Abb. 100: „Kugelrhyolith“, Zeithain
Abb. 101: nasse Oberfläche
Gelegentlich finden sich Tuff-Brekzien mit grünlicher und dichter Tuffmatrix, die zahlreiche Fragmente von Vulkaniten mit fluidaler Textur enthalten. Ihr Herkunftsgebiet könnte im Meißener Vulkanitgebiet oder im Döhlener Becken zu suchen sein (pers. Mitteilung Dr. Schwarz/Cottbus). Der folgende Fund mit polierter Schnittfläche stammt nicht aus Südbrandenburg, sondern aus der Kiesgrube Niederlehme bei Berlin, in der zeitweilig Material aus Mühlberg gelagert wurde. Die Tuff-Brekzie mit grüner Matrix enthält eckigen Vulkanoklasten, teils mit feinschichtiger oder fluidaler, teils mit sphärolithischer Textur. Das Gestein weist durch nachträgliche Verkieselung eine große Härte und Zähigkeit auf.
Abb. 102: Tuffbrekzie, Kiesgrube NiederlehmeAbb. 103: NahaufnahmeAbb. 104: geschichteter Aschentuff, Zeithain, Breite 11,5 cm.Abb. 105: Aschentuff mit fluidaler Lagentextur und synsedimentärer(?) Faltung; Altenau, Breite 9 cm.
Abb. 106
Abb. 107
Abb. 108
Abb. 106-108: Aschentuff mit akkretionären Lapilli? Kiesgrube Mühlberg, Slg. B. Mekiffer.
Ein regelmäßiger Fund sind braune bis rotbraune Gang- oder Granitporphyre, die zu den postvariszischen Subvulkaniten und Plutoniten gehören und aus Vorkommen im Osterzgebirge, einem System aus mehreren Gängen und kleinen Massiven stammen dürften. Einige Gesteine weisen ein charakteristisches Erscheinungsbild auf und könnten als Elbeleitgeröll geeignet sein, z. B. der Altenberger Granitporphyr oder der Gangporphyr an der Burg Frauenstein. Allgemeine Merkmale sind eine feinkörnige bis körnige Grundmasse mit runden Quarz- sowie 1-3 cm großen Feldspat-Einsprenglingen, die nicht selten eine ausgeprägte Zonierung aufweisen.
Abb. 109: Gangporphyr, Altenau, Breite 11,5 cm.
Abb. 110: Gangporphyr, Altenau, Breite 11 cm.
Abb. 111: Osterzgebirgischer Gangporphyr, Typ Altenberger Granitporphyr, teils als Karlsbader Zwillinge, teils mit gelblichbraunen Plagioklas-Säumen. Altenau, Breite 19 cm.Abb. 112: Nahaufnahme des Gefüges, nass fotografiert.
Der blassrote und mittel- sowie gleichkörnige Meißener Granit besteht aus cremefarbenem bis hellrotem Alkalifeldspat sowie mittelgrauem, hypidiomorphem bis idiomorphem Quarz. Die Feldspäte sind durch Hämatitpigment stellenweise rötlich gefärbt, dunkle Minerale nur in geringer Menge enthalten. Granitoide aus dem Meißener Massiv sind ein häufiger Fund im Berliner Elbelauf.
Abb. 113: Meißener Granit, Altenau, Breite 11 cm.Abb. 114: Hellroter Meißener Granit; Quarz erscheint durch (wahrscheinlich nur äußerlich) fein verteiltes Hämatitpigment dunkelrot gefärbt; Altenau, Breite 23 cm.
Ein großer Findling eines porphyrischen Granits mit auffälligem Gefüge liegt vor dem Betriebsgebäude der Kiesgrube Altenau. Es dürfte sich um einen postvariszischen Granit handeln, der möglicherweise ebenfalls aus dem Meißener Massiv stammt.
Abb. 115: Granit-Findling, Altenau, Breite 110 cm.
Gefüge, nass fotografiert.
Vereinzelt finden sich massige oder foliierte Plutonite und Metamorphite, die als einziges dunkles Mineral schwarzen Turmalin enthalten („Turmalingranit“).
Abb. 117: „Turmalingranit“, Quarz-Feldspat-Gestein mit größeren schwarzen Turmalin-Einsprenglingen; Zeithain, Breite 12 cm.
Kleinkörnige granitoide Gesteine mit dunklen und mehreren cm großen Flecken wurden zunächst nur in Mühlberg beobachtet, später auch in Zeithain gefunden (Abb. 118-120). Das schwarze Mineral in den Flecken ist wahrscheinlich Turmalin, dessen Bildung auf Kosten von Glimmer erfolgte. Man beachte das Fehlen von Glimmer in unmittelbarer Umgebung der dunklen Flecken (Abb. 119). Grobkörnige Granite aus Quarz und Feldspat (Orthoklas und Plagioklas), auch mit rosettenförmigen Verwachsungen aus Quarz und Turmalin („Turmalinsonnen“) sind aus variszischen Intrusivkörpern aus dem Elbtalschiefergebirge (Tannebusch bei Gottleuba) und dem Triebischtal bei Meißen bekannt.
Abb. 118: „Turmalin-Fleckengranit“, Mühlberg, trocken fotografiert.Abb. 119: Nahaufnahme der nassen Oberfläche.Abb. 120: „Turmalin-Fleckengranit“ aus Zeithain, Breite 13 cm.
Es folgt eine lose Zusammenstellung von Funden, die sich bislang keiner näheren Herkunft zuordnen ließen; in manchen Fällen wird dies aufgrund der angenommenen weiten Verbreitung der Gesteine auch gar nicht möglich sein. Dazu gehören die regelmäßigen Funde roter bis rotvioletter Gesteine mit stumpfem Glanz, die im Wesentlichen aus Jaspis bzw. rotem Hornstein bestehen, teils massige Hornsteine, teils tektonische Brekzien oder durch jaspisartige Ausscheidungen überprägte Vulkanite. Als mögliche Liefergebiete kommen das Osterzgebirge, das Döhlener Becken oder Vorkommen in Böhmen in Frage.
Abb. 122, 123: Brekzie mit orangeroten Vulkanit-Lithoklasten und einer jaspisartigen roten und dichten Matrix, Breite 17 cm; Nahaufnahme unter Wasser.
Mehrere Funde von schwach metamorphen und klastengestützten, fast ausschließlich aus dunklen Cherts und geschichteten Hornsteinen bestehenden Konglomeraten („Kieselschiefer-Hornstein-Konglomerat“) könnten aus dem Elbtalschiefergebirge stammen, aus einer als „bayerische Fazies“ bezeichneten Folge von Tiefwassersedimenten, die während der variszischen Gebirgsbildung im Unterkarbon am äußeren Kontinentalschelf abgelagert wurden (Abb. 124-126).
Abb. 124: Klastengestütztes „Kieselschiefer-Hornstein-Konglomerat“, Zeithain, Breite 9 cm.
Abb. 125: Mühlberg
Abb. 126: Nahaufnahme
In Mühlberg fanden sich mehrfach grünliche Metakonglomerate mit hellen Vulkanit-Lithoklasten, in Altenau wurde der Gesteinstyp bisher nicht beobachtet.
Abb. 127: Mühlberg
Abb. 128
Die Herkunft zweier weiterer Konglomerate (Abb. 129-130) ist bisher unklar.
Abb. 129: Konglomerat (Quarzit bis Meta-Arkose) mit dunklen Hornstein- sowie intermediären Vulkanit-Lithoklasten. Zeithain, Breite 12 cm.Abb. 130: Grünes Konglomerat mit sandiger Matrix und dunklen Chert-, Milchquarz- und grünlichgrauen Sandstein-Lithoklasten (Böhmisches Quarz-Lydit-Konglomerat?). Zeithain, Breite 11 cm.
Die Hornstein-Brekzie Abb. 131-132 könnte aus einer Störungszone im Nossen-Wilsdruffer-Schiefergebirge stammen. Aus dem dortigen Devon ist zumindest der helle Hornstein bekannt und scheint auch nur lokal verbreitet zu sein (pers. Mitteilung P. Suhr via D. Schwarz).
Abb. 131: Hornstein-Brekzie mit teilweise hämatitimprägnierten Lithoklasten aus geschichtetem Hornstein, verbunden durch einen transparentem Quarz-Zement. Altenau, Aufnahme unter Wasser.Abb. 132: Nahaufnahme unter Wasser.
Abb. 133
Abb. 134
Abb. 133: Quarzreiche Brekzie mit unbekannter Kluft-Mineralisation. Altenau, Breite 13 cm; Abb. 134: Nahaufnahme der Bruchfläche unter Wasser.
Ein auffälliger und für den Berliner Elbelauf typischer Gerölltyp sind grüne und glimmerreiche Schiefer („Serizitschiefer“). In den älteren Elbeläufen tritt er nicht auf, seine Herkunft ist bisher nicht geklärt.
Abb. 135: Hellgrüner „Serizitschiefer“, Altenau, Breite 16 cm.
Gerölle, die als typisch für den Berliner Elbelauf gelten, bisher aber weder in Altenau, Mühlberg oder Zeithain gefunden wurden, sind Grauwacken, Knotengrauwacken (graue Kontaktmetamorphite mit dunklen Flecken von Cordierit o. ä.) und Erdbrandgesteine (Porzellanite). Wenig Beachtung geschenkt werden den meist merkmalsarmen hellen Gneisen, Glimmerschiefern und Metabasiten, die im Einzugsgebiet der Elbe, insbesondere in variszischen Einheiten eine weite Verbreitung besitzen (Abb. 136-139). In älterer Literatur als „Tschernoseker Gneis“ bezeichnete Stängelgneise wie in Abb. 139 kommen auch im Erzgebirge vor.
Abb. 136: Metabasit, Altenau, Breite 13 cm.
Abb. 137: Metabasit („Diabas“), Breite 14 cm.
Abb. 138: Bändergneis, Zeithain, Breite 18 cm.
Abb. 139: Stängelgneis, Altenau, Breite 7,5 cm.
Abb. 140: Überkornhalde in der Kiesgrube Mühlberg.
