Archiv des Autors: Marc Torbohm

Jotnischer Sandstein

Rote Sandsteine wurden zu verschiedenen Zeiten abgelagert. unter anderem im „Jotnium“ vor etwa 1,4-1,2 Ga. Als Jotnischen Sandstein bezeichnet man rote oder violette Sandstein-Geschiebe, meist mit erkennbarer Schichtung sowie hellen und runden Entfärbungsflecken. Eine Zuordnung von Funden zu einem Herkunftsgebiet, allein anhand lithologischer Merkmale, ist nicht möglich.

In den meisten Fällen handelt es sich um Arkosen, also Sandsteine, die neben Quarzkörnern auch verwitterte Feldspat-Körner in größerer Menge enthalten (s. Abb. 4). Jotnischer Sandstein ist eines der häufigsten Sedimentärgeschiebe.

Abb. 1: Jotnischer Sandstein mit hellen Entfärbungsflecken, Geschiebe aus der Kiesgrube Hohensaaten, Brandenburg.

Abb. 2: Violetter Jotnischer Sandstein mit gelben Entfärbungsflecken, Geschiebe aus dem ehemaligen Tagebau Cottbus-Nord, Breite 35 cm.

Abb. 3: Jotnischer Sandstein mit Schrägschichtung und gelben Entfärbungsflecken. Im oberen Teil sind tonige Intraklasten („Tongallen“) erkennbar. Geschiebe aus dem ehem. Tagebau Cottbus-Nord, Bildbreite 45 cm.

Abb. 4: Kiesiger Arkose-Sandstein. Der hohe Feldspatgehalt (orangefarbene Körner) ist hier ausnahmsweise mit bloßem Auge erkennbar. Geschiebe aus der Kiesgrube Niederlehme, Brandenburg, Aufnahme unter Wasser.

Geschiebe vom Typ Jotnischer Sandstein sind in der Regel rot oder grauviolett gefärbt. Seltener kommen auch fast weiße, gelb- oder orangerote Tönungen vor. Die fein- bis mittelkörnigen Sandsteine besitzen ein kieseliges Bindemittel. Lagenweise können sich Rundung und Sortierung der Quarzkörner ändern. In feldspatarmen Partien sind die Quarze besser gerundet (Zwenger 2010). Neben Quarz und Feldspat findet sich meist auch etwas Glimmer. Die meisten Jotnischen Sandsteine sind geschichtet. Schrägschichtung oder dunkelrote intraformationelle Tonklasten („Tongallen“, Abb. 13, 14) lassen sich häufig, Kreuzschichtung (Abb. 9), Trockenrisse (Abb. 16) oder Wellenrippel eher selten beobachten. Weiterhin können kiesige bis konglomeratische Lagen mit Milchquarzen (in Ausnahmefällen bis Walnussgröße, Abb. 15) sowie Fragmente von Vulkaniten, Graniten, basischen Gesteinen, selten auch Achatgerölle vorkommen.

Die Entfärbungsflecken, manchmal auch größere helle Partien im Gestein, dürften durch Hydrolyse von enthaltenen Pyritkörnern entstanden sein. Durch Wasser- und Sauerstoffzufuhr wurde Schwefelsäure freigesetzt, die den roten Hämatit in der näheren Umgebung auflöste und diese Bereiche entfärbte.

Der Jotnische Sandstein gehört zur Gruppe der Rotsandsteine. Bei der Abtragung und Einebnung eines Gebirges sammelt sich Gesteinsschutt in intramontanen Senken. Unter ariden Klimabedingungen und fehlender Vegetation wird die Bildung von rotem Hämatit begünstigt, der sich als feiner Überzug auf den Quarzkörnern anlagert. Weil in trockenem und heißem Klima kaum eine chemische Lösungsverwitterung stattfindet, bleibt auch Feldspat erhalten.

Rotsandsteine entstanden in mehreren Epochen der Erdgeschichte. Neben dem etwa 1,4-1,25 Ga alten Jotnischen Sandstein gibt es Rotsandsteine auch im Unterkambrium (z. B. Nexö-Sandstein von Bornholm) und im Devon des Baltikums („Old-Red-Sandstein“, als Geschiebe wohl sehr selten). Mit einer variantenreichen Lithologie in Bezug auf Farbe, Korngröße, Schichtungsphänomene und Feldspatgehalt ist in allen Vorkommen zu rechnen, da die Merkmale diagenetisch bedingt und nur von beschränkter Aussagekraft sind. Zumindest ein Teil der Rotsandstein-Geschiebe dürfte weder auf ein Alter („jotnisch“), noch auf eine Herkunft zurückzuführen sein. Auch unter den verschiedenen lokalen Vorkommen Jotnischer Sandsteine (Abb. 5) lassen sich keine Merkmale herausstellen, die auf ein bestimmtes Herkunftsgebiet schließen lassen (Vinx 2016: 228f.). So sind die Entfärbungsflecken im Jotnischen Sandstein nicht etwa ein Alleinstellungsmerkmal für Dalarna, wie von Smed (2002: 162) behauptet, sondern z. B. auch aus dem Gävle-Sandstein (Lundegardh 1967 in Zwenger 2010) und aus Westfinnland bekannt. Man sollte also Rotsandstein-Geschiebe nicht als „Dala-Sandstein“ bezeichnen.

Abb. 5: Übersichtskarte der Vorkommen von Jotnischem Sandstein (nach Paulamäki & Kuivamäki 2006).

Der Jotnische Sandstein bedeckte einst größere Areale des nordischen Grundgebirgsrumpfes. Heute sind davon nur noch Relikte erhalten. Die einzelnen Vorkommen besitzen Lokalnamen (Dala-Sandstein, Mälar-Sandstein, Gävle-Sandstein usw.) und spielen für die Bestimmung von Geschieben keine Rolle. Lediglich in Geschiebezählungen kann das gemeinsame Auftreten bestimmter Kristallingeschiebe und Jotnischem Sandstein auf ein mögliches Herkunftsgebiet hinweisen. So lassen gehäufte Funde von Braunem Ostsee-Quarzporphyr und Aland-Rapakiwigraniten im Massenvorkommen von Jotnischem Sandstein bei Trebus in Brandenburg („Trebuser Sandstein“) auf eine Herkunft aus der nördlichen Ostsee oder südlichen Bottensee schließen (Abb. 19-22). Jotnische Sandsteine können bei Geschiebezählungen nach der Circle-Map-Methode (Smed) eine gewisse Aussagekraft besitzen.

Das Jotnium ist eine veraltete Zeiteinheit. Die Ablagerung der Sandsteine dürfte hauptsächlich im Ectasium vor etwa 1,4-1,2 Ga stattgefunden haben. Im Gelände eignet sich der Begriff „jotnisch“ zur groben Charakterisierung der Altersstellung von Gesteinen: den Sandstein unterlagernde magmatische Gesteine werden als subjotnisch bezeichnet. Das Ende der Sedimentationsphase markieren 1,27-1,25 Ga alte (postjotnische) Olivindiabas-Gänge, die den Sandstein durchschlagen. Nach Paulamäki & Kuivamäki 2006 wurden aber nicht alle Rotsandsteine im genannten Zeitraum abgelagert. Geophysikalische Untersuchungen in der Alandsee sprechen für eine kontinuierliche Sedimentation vom Mittel-Riphäikum bis zum Kambrium.

Abb. 6: Jotnischer Sandstein mit Entfärbungsflecken und größeren entfärbten Partien. Findlingslager Steinitz, Tagebau Welzow-Süd, Breite 70 cm.

Abb. 7: Jotnischer Sandstein mit Schrägschichtung (Kreuzschichtung). Die wulstigen Schichtungsphänomene könnten durch Auflast (*convolute bedding*) oder Entwässerung entstanden sein. Steinitz, Welzow-Süd, Bildbreite 50 cm.

Abb. 8: Heller Sandstein mit Schrägschichtung und kiesigen bis konglomeratischen Lagen. Tagebau Cottbus-Nord, Bildbreite 20 cm.

Abb. 9: **Rotsandstein** mit fein- und grobkörnigen Lagen, stellenweise mit Kreuzschichtung. Tagebau Jänschwalde, Bildbreite 35 cm.

Abb. 10: Gelb-rotbrauner **Sandstein**ohne Entfärbungsflecken. Steinitz, Tagebau Welzow-Süd, Breite 60 cm.

Abb. 11: Entfärbungsflecken zeigen manchmal konzentrisch schalige Strukturen (Liesegangsche Ringe). Steinitz, Tagebau Welzow-Süd, Breite 40 cm.

Abb. 12: Gleicher Stein, Detailaufnahme.

Abb. 13: Jotnischer Sandstein mit feinsandigen bis tonigen Intraklasten („Tongallen“). Tagebau Cottbus-Nord, Bildbreite 30 cm.

Abb. 14: Violetter Jotnischer **Sandstein** mit gelben Entfärbungsflecken und einem feinsandigen bis siltigem Intraklast. Tagebau Jänschwalde, Bildbreite 30 cm.

Abb. 15: Rotsandstein mit großen Milchquarz-Geröllen. Bildbreite 40 cm, Tagebau Cottbus-Nord.

Abb. 16: Helle **Trockenrisse** in einem violettgrauen Sandstein. Findlingslager Steinitz, Tagebau Welzow-Süd, Breite 110 cm.

Abb. 17: Gebogene Schichtlagen in einem Jotnischen Sandstein. Kiesgrube Hohensaaten, Brandenburg. Breite des Steins 23 cm.

Geschiebe von Jotnischem Sandstein können gehäuft bis massenhaft auftreten (s. Schulz 2003: 193). Im ehemaligen Tagebau Cottbus-Nord fanden sich zahlreiche große Blöcke. Teilweise machte der Jotnische Sandstein hier ein Drittel aller Großgeschiebe aus (Abb. 18).

Abb. 18: Ansammlung von Großgeschieben bis 60 cm Länge im ehem. Tagebau Cottbus-Nord.

Trebuser Sandstein

Das bekannteste Massenvorkommen dürfte in der Umgebung von Trebus in Brandenburg liegen. Hier wurde der rote Sandstein so zahlreich gefunden, dass man ein Vorkommen im Untergrund vermutete und im Jahre 1782 sogar eine Erkundungsbohrung vornahm (ausführliche Beschreibung in Zwenger 2010). Ein Besuch des alten Weinbergs vor Ort vermittelt eindrucksvoll, welche Mengen an Jotnischem Sandstein in diesem Gebiet einst gefunden wurden.

Abb. 19: Die Trockenmauern des alten Weinbergs unterhalb vom Restaurant „Seeblick“ in Trebus bestehen fast ausschließlich aus Jotnischem Sandstein.

Abb. 20: Nahaufnahme der Trockenmauer, Bildbreite 70 cm.

Abb. 21: Vereinzelt wurden Geschiebe von Braunem Ostsee-Quarzporphyr oder Aland-Rapakiwis in das Mauerwerk eingearbeitet.

Abb. 22: Konglomeratischer Rotsandstein mit Milchquarzen und Gesteinsfragmenten, Breite 22 cm.

Rotsandstein-Konglomerate und -Brekzien

Als Geschiebe finden sich auch Konglomerate und Brekzien mit einer Rotsandstein-Matrix. Intraformationelle, meist monomikte Bildungen entstehen in der Frühphase der Diagenese durch Fragmentierung des Sedimentkörpers (Brekzien) oder Ablagerung durch fluide Phasen. Beispiele für ein intraformationelles Konglomerat sind die runden „Tongallen“ in Abb. 13. Intraformationelle Brekzien (Sandstein in Sandstein) zeigt Abb. 23 und 24.

Extraformationelle Bildungen enthalten grobklastisches Gesteinsmaterial (z. B. Granite, Vulkanite und Gangquarze, seltener auch Achatgerölle), das durch Wasser, Eis oder Massenbewegungen seinen Weg in die sandigen Schichten fand, ohne dabei der vollständigen Verwitterung zu unterliegen. Eckige Klasten sprechen für einen kurzen, gerundete Klasten für einen weiten Transportweg. Beispiele sind das extraformationelle Konglomerat mit großen Milchquarz-Klasten in Abb. 15 und das Konglomerat in Abb. 25.

Aus Dalarna sind eine Vielzahl von Brekzien und Konglomeraten dokumentiert, die an der Grenze zwischen Dala-Sandstein und den älteren Dala-Vulkaniten auftreten, siehe die hervorragend illustrierte Dokumentation von Lundqvist & Svedlund 2009. Diese Bildungen dürften bis 1,6 Ga alt sein, teilweise sind sie „jotnisch“, teilweise gehören sie zur älteren Digerberg-Serie. Zwei bekannte Geschiebetypen sind das Digerberg-Konglomerat und das Transtrand-Konglomerat. Sie werden an anderer Stelle besprochen. Die Dala-Basalbrekzien oder vergleichbare Bildungen aus anderen Jotnischen Sandsteinvorkommen könnten auch in Norddeutschland als Geschiebe zu finden sein (Abb. 26, 27). Eine Herkunftsbestimmung dürfte in den meisten Fällen nicht möglich sein.

Abb. 23: Intraformationelle Brekzie von roten Sandsteinklasten in einem hellen Sandstein, unterlagert von massivem roten Sandstein. Strandgeröll von Misdroy (Polen).

Abb. 24: Intraformationelles Konglomerat mit orangeroten und grauvioletten Sandsteinklasten und einer hellen Sandstein-Matrix. Kiesgrube Fresdorfer Heide bei Potsdam.

Abb. 25: Konglomerat mit roter Sandstein-Matrix und Klasten aus Milchquarz, Sandstein und Porphyren. Kiesgrube Penkun (Vorpommern).

Abb. 26: Brekzie mit violetten Sandstein und gelblichen Feinsandstein-Klasten in einer Arkose-Matrix, die teilweise von einem jaspisartigen orangerotem Zement durchsetzt ist. Kiesgrube Ruhlsdorf bei Bernau (Brandenburg).

Abb. 27: Konglomerat mit Sandstein-, Granit-, Porphyr- und Basaltklasten in einer sandigen Matrix, teilweise mit jaspisartigem Zement. Kiesgrube Niederlehme bei Berlin.

Literatur

Lundegårdh P H 1967 Berggrunden i Gävleborgs län. Petrology of the Gävleborg County in Central Sweden. Med kartor i skalorna 1:200 000 och 1:75 000 – Sveriges geologiska undersökning Ser. Ba 22, S. 1-303, Stockholm.

Lundqvist T & Svedlund J-O 2009 Dokumentation av breccior och andra bergarter i norra Dalarna – SGU-Rapport 2009:01, 60 S., SGU 2009.

Paulamäki S & Kuivamäki A 2006 Depositional history and tectonic regimes within and in the margings of Fennoscandian shield during the last 1300 Million years. – Working Report 2006-43, Geological Survey of Finnland, 137 S., Olkiluoto.

Schulz W 2003 Geologischer Führer für den norddeutschen Geschiebesammler – 508 S., 446+42 meist farb. kapitelweise num. Abb., 1 Kte. als Beil., Schwerin (cw Verlagsgruppe).

Smed P & Ehlers 2002 Steine aus dem Norden – Bornträger-Verlag Stuttgart, 1. Auflage 1994, 2. Auflage 2002.

Vinx R 2016 Steine an deutschen Küsten; Finden und bestimmen – 279 S., 307 farb. Abb., 5 Grafiken, 25 Kästen, Wiebelsheim (Quelle & Meyer Verl.).

Zwenger W 2010 Der Trebuser Sandstein ‒ ein Massenvorkommen jotnischer Sandsteingeschiebe – Brandenburger Geowissenschaftliche Beiträge 17 (1/2): 77-90, 10 Abb., 1 Tab., Kleinmachnow.

Skarn

Skarn ist ein alter schwedischer Bergmannsbegriff. Die petrographische Verwendung der Bezeichnung geht auf die Beschreibung erzführender Granat-Pyroxen-Gesteine in der Region Persberg durch den schwedischen Geologen Törnebohm zurück (TÖRNEBOHM 1875). Heute ist Skarn ist eine Sammelbezeichnung für eine variantenreiche Gruppe metasomatisch gebildeter und meist Fe- und Ca-reicher Gesteine, die eine wichtige Rolle als Erzlieferant spielen. Ihre Entstehung ist an eine sog. Kontakt-Metasomatose zwischen einem aufsteigenden magamtischen Körper (z. B. Granit oder Diorit) und karbonatischen Sedimentgesteinen gebunden.

Unter Metasomatose versteht man eine Gesteinsumwandlung unter maßgeblicher Beteiligung von Fluiden. Sie unterscheidet sich von der dynamischen Metamorphose, der Gesteinsumwandlung durch geänderte Temperatur- und Druckbedingungen, bei der Fluide nur in kleiner Menge mobilisiert werden und die Summe der chemischen Komponenten weitgehend erhalten bleibt (sog. isochemische Metamorphose). Metasomatose hingegen führt zu einer durchgreifenden Änderung der chemischen Zusammensetzung der Ausgangsgesteine durch anhaltenden Zu- und Abfluss von Ionen.

Entstehung von Skarnen
Vorkommen
Skarnvorkommen von Sunnerskog
Skarn als Geschiebe
Literatur

Abb. 2: Nahaufnahme des Gefüges der Probe in Abb. 1.

1. Entstehung von Skarnen

Die Bildung von Skarnen ist subduktionsgebunden und erfolgt in mehreren Stufen während der sog. Kontakt-Metasomatose (EINAUDI & BURT 1982, MEINERT 1992, ausführliche Informationen und umfangreiches Literaturverzeichnis auf www.science.smith.edu):

Subduzierte Kalksteine, Dolomite oder karbonathaltige Sedimentgesteine gelangen in die Nähe eines aufsteigenden Intrusivkörpers, z. B. ein Granit- oder Dioritpluton.
Das Karbonatgestein wird durch den Intrusivkörper zunächst kontaktmetamorph bei ca. 500-700°C unter Bildung von Marmor oder Kalksilikatgesteinen verändert. Die Entstehung von Porenräumen infolge Volumenabnahme durch Dehydration und Dekarbonisierung bereitet Wegbarkeiten für Fluide für die nachfolgende Metasomatose.
Die eigentliche Skarn-Bildung erfolgt bei etwa 400-600°C. Im sedimentären Ausgangsgestein kommt es durch Stoffaustausch mit dem aufsteigenden Pluton zur Bildung weiterer Silikatminerale. Ebenso wird der Plutonit durch Zufuhr von Ionen verändert. Unter bestimmten Bedingungen kann sich eine regelrechte Fluidkonvektion zwischen beiden Systemen entwickeln. Dabei werden fortwährend Wasser und CO₂ aus den Kalksteinen sowie Fluide und Volatile (Cl, F) aus dem Pluton mobilisiert. Die aggressiven Fluide transportieren Fe-, Ca- und Si-Ionen, aber auch Cu und andere Buntmetalle in gelöster Form, und führen zu einer durchgreifenden Veränderung der Gesteine. Grad der Umwandlung und Mineralneubildungen sind abhängig von Temperatur, Druck und den variablen Fluidphasen, daher sind Skarne eine sehr heterogene Gesteinsgruppe mit einer Vielfalt möglicher Mineralparagenesen.
Die Ausscheidung von Erzen erfolgt bei 300-500°C. Skarn-Vorkommen werden nach dem nutzbaren Erz als Fe-, W-, Cu-, Zn/Pb oder Sn-Skarne klassifiziert.
Eine späte (retrograde) hydrothermale Alteration bei 200-400°C führt zur Bildung von Epidot, Quarz, Chlorit, Pyrit, Magnetit etc. durch Zerfall von Granat und Pyroxen.

Das umgewandelte Sedimentgestein wird als Exoskarn, das veränderte magmatische Intrusivgestein als Endoskarn bezeichnet. Exoskarne treten nach Wimmenauer 1985 im unmittelbaren Kontaktbereich bis in Entfernungen von mehreren hundert Metern vom Intrusivgestein auf. Am häufigsten sind kalzitische Exoskarne mit Ca-Mg-Fe-Al-Silikaten wie Wollastonit Ca₃[Si₃O₉] (sehr heiß), grünen Ca-Fe-Mg-Pyroxenen (Endglieder Diopsid CaMg[Si₂O₆] und Hedenbergit CaFe[Si₂O₆]), rotem oder braunem Granat (Grossular Ca₃Al₂[SiO₄]₃ und Andradit Ca₃Fe₂[SiO₄]₃) sowie Ca-Amphibolen, Vesuvian, Epidot, Scheelit, evtl. Erzen und weitere Minerale. Granat und Pyroxen entstehen nicht simultan; Pyroxen kann unter oxidierenden Bedingungen in Granat umgewandelt werden, etwa:

Hedenbergit + O₂ = Andradit + Qz + Magnetit

Typische mineralische Neubildungen in Mg-reichen Sedimentgesteinen sind Foyait und Phlogopit. In der Nähe zum Intrusivkontakt können sehr grobkörnige Skarne entstehen. Mit zunehmendem Abstand zum Kontakt, abhängig von der Menge zugeführter Metallionen, verändert sich die Zusammensetzung der Mineralgemeinschaft (z. B. Granat proximal, Pyroxen distal). Gemeinsam sind den Exoskarnen ein granoblastisches (massiges) Mineralgefüge und zonierte Mineralabfolgen.

Endoskarne, also durch metasomatischen Zustrom von Stoffen aus dem Sedimentgestein veränderte Teile des aufsteigenden Plutons, enthalten oftmals Pyroxen als Neubildung. Dabei kann es ebenfalls zur Anreicherung seltener Metalle wie W und Mo kommen.

2. Vorkommen

Aus dem gesamten nordischen Grundgebirge, vor allem aus Mittelschweden ist eine Vielzahl von Skarn-Vorkommen bekannt (GEIJER & MAGNUSSON 1952). Die meisten von ihnen besitzen nur eine kleinräumige Ausdehnung, einige sind als Erzlagerstätte bedeutend. Im wichtigsten schwedischen Vorkommen in Falun (Dalarna) werden Cu-Skarne mit einer Cu-Zn-Ag-Au-Pb-Vererzung übertage abgebaut. Die Gesteine entstanden bei der Intrusion von Graniten und Doleriten in Metavulkanite (Leptite) mit eingeschalteten Kalkstein-/Dolomit-Lagen. Eine weitere bedeutende hydrothermal entstandene Magnetit-Hämatit-Apatit-Lagerstätte ist Kiruna (Nordschweden). W-Mo-führende Granite (Endoskarne) im Gebiet von Gasborn in West Bergslagen beschreiben BAKER et al 1988, DAMANN & KIEFT 1990. Einige schwedische Geologen bezeichnen Einschaltungen von metamorphen Kalksilikatgesteinen in Marmorvorkommen als „Skarngneis“ (s. Abb. 15 im Artikel „Marmorvorkommen in Mittelschweden“).

3. Skarnvorkommen von Sunnerskog

Abb. 3: Grubensohle der Skarngrube Sunnerskog.

Bei Sunnerskog, etwa 6 km südöstlich von Holsbybrunn in Småland, wurde periodisch vom 17. Jahrhundert bis 1894 ein Exoskarn mit einer Cu-(W-Mo)-Vererzung abgebaut. Die Grube liegt im etwa 1,8 Ga alten Oskarshamn-Jönköping-Gürtel (OJB), einer svekofennischen Exklave innerhalb der etwas jüngeren Gesteine des Transkandinavischen Magmatitgürtels (TIB). Der Skarn von Sunnerskog ist ein typisches Beispiel für die weit verbreiteten Ca-Fe-Skarne und entstand durch Metasomatose von Kalksteinen und kieselig-kalkigen Sedimenten in Nachbarschaft zu granitischen Intrusionen. Gesteinsbildende Minerale sind weißer Calcit, roter bis brauner Granat, grüner bis schwarzgrüner Pyroxen, Epidot (hellgrün), Quarz (milchig weiß bis klar) sowie evtl. Wollastonit (Abb. 11). In einigen Proben fanden sich spärliche Butzen mit Erzmineralen (Cu-Sulfide). Eine Untersuchung aller Proben auf Wolfram-Minerale (Scheelit, Ca[WO₄], orange Fluoreszenz unter niederwelligem UV-Licht) verlief negativ.

An der alten Grube (57.40679, 15.22564), unterhalb des Hanges auf der gegenüberliegenden Straßenseite, lassen sich auf einer Halde zahlreiche Belege bunter Skarn-Gesteine mit unterschiedlichen Graden metasomatischer Umwandlung aufsammeln:

von Neubildungen augenscheinlich freie Metasedimente (Abb. 6),
quarzitische Metasedimente, mit oder ohne Granat und Pyroxen (Abb. 8),
mittelkörnige Skarne aus Calcit, Quarz, rotem Granat, grünem bis schwarzgrünem Pyroxen und hellgrünem Epidot,
grobkörnige Skarne aus Pyroxen und/oder Granat (Abb. 12, 15).
vom Abstand zum Intrusivkontakt abhängige Mineralzusammensetzungen: Gesteine, die nur roten Granat (proximaler Intrusivkontakt, Abb. 10), beide Minerale (Abb. 15) oder nur grünen Pyroxen (distaler Intrusivkontakt, Abb. 1) enthalten.

Abb. 4: Ausschnitt aus dem geologischen Kartenblatt Vetlanda SV (Quelle: SGU, s. a. PERSSON 1989). Metasedimente der Vetlanda-Formation (hellblau) mit tuffitischen Areniten, Metagrauwacken und Einschaltungen von phyllitischem Glimmerschiefer mit Muskovit und Biotit in unmittelbarer Nähe zu Graniten des OJB (hellbraune Signatur mit schwarzen Punkten).

Abb. 5: Feinkörniges, dem Augenschein nach kaum verändertes sedimentäres Nebengestein (Metasediment). Lediglich eine leichte Grünfärbung weist auf eine niedrig metamorphe oder metasomatische Überprägung hin. Mit verdünnter Salzsäure zeigt sich keine Reaktion.

Abb. 6: Ein häufiger Haldenfund sind quarzitische Kalksilikatgesteine mit scherbiger Bruchfläche. Sie bestehen im Wesentlichen aus Quarz und können geringe Mengen roter und grüner Ca-Silikate (Granat, Pyroxen) enthalten.

Abb. 7: Schnittfläche einer ähnlichen Probe (E. Figaj leg.), Aufnahme unter Wasser. Quarzitisches Gestein mit Bändern von Silikatmineralen: roter Granat, schwarzgrüner Pyroxen und hellgrüner Epidot.

Abb. Abb. 8: Hellgrüner Epidot, dunkelgrüner Pyroxen und etwas roter Granat im Kontakt zu einem feinkörnigen und rötlichen Nebengestein (Metasediment).

Abb. 9: Gebänderter Skarn. Das Gestein besteht im Wesentlichen aus feinkörnigem Calcit, wird von einigen Quarzadern durchzogen und zeigt die für Metasomatite typische Lagentextur. Die hellbraunen und roten Partien enthalten feinkörnige Einlagerungen von Silikatmineralen, z. B. Granat.

Abb. 10: Abb. 10: Gleicher Stein, Nahaufnahme. An der Grenze zwischen Kalkstein und einer Partie aus transparentem Quarz sind farblose und radialstrahlige Kristallnadeln erkennbar, vermutlich Wollastonit. Die Umwandlung von Calciumkarbonat (CaCO₃) + SiO₂-Phase zu Wollastonit (CaSiO₃) + CO₂ ist das klassische Beispiel einer kontaktmetamorphen Mineralneubildung. Für seine Bildung sind relativ hohe Temperaturen von etwa 600°C erforderlich.

Abb. 11: Grobkörniger bunter Skarn, Breite 15 cm. Links eine massige Partie aus rotem Granat, auf der rechten Seite runde Aggregate von Granat in Calcit, der durch Einschlüsse von Silikatmineralen hellgrün gefärbt ist. Die feinkörnigen apfelgrünen Beläge sind Epidot.

Abb. 12: Idiomorpher brauner Granat (Grossular) in Calcit.

Abb. 13: Skarn aus grün pigmentiertem Calcit und einem Erzmineral mit metallischem Glanz, wahrscheinlich Chalcosin (wichtigstes Kupfermineral in Sunnerskog).

Abb. 14: Grobkörniger Skarn aus grünem Pyroxen und rotem Granat sowie etwas Quarz und Epidot.

Abb. 15: Pyroxen-Megakristall in einem grobkörnigen Pyroxen-Granat-Skarn. Granat füllt die Zwickel zwischen den großen Pyroxen-Kristallen. Aufnahme unter Wasser.

Abb. 16: Bruchstück eines großen Pyroxen-Einkristalls. Gut erkennbar sind die deutliche Spaltbarkeit und die typischen Spaltwinkel von etwa 90º.

4. Geschiebefunde

Gesteine aus Skarn-Vorkommen sind auch als Geschiebe einigermaßen sicher identifizierbar, wenn es sich um mittel- bis grobkörnige Gesteine mit den typischen Paragenesen der Ca-Fe-Skarne handelt: roter Granat und/oder grüner Pyroxen, optional mit hellgrünem Epidot, Calcit und Quarz. Abb. 17-21 zeigt historische Funde aus Brandenburg. Bei der Bestimmung von grünem Pyroxen-Skarn besteht eine Verwechslungsmöglichkeit mit grobkörnigen grünen Amphiboliten. Amphibole zeigen aber häufig eine idiomorphe Ausbildung, eine faserige Internstrukur (Aktinolith) oder intensiven Glas- oder Seidenglanz (auch bei Orthopyroxenen!). Auf der Bruchfläche weisen sie Spaltwinkel von 120º auf.

Ein anderer Lithotyp sind feinkörnige, sehr schwere und quarzitische Gesteine mit ähnlicher Paragenese (roter Granat, grüner Pyroxen). Durch ihre rostbraun angewitterte Außenseite können die Gesteine ausgesprochen unattraktiv erscheinen (Abb. 24), fallen aber durch ihr hohes Gewicht auf und besitzen meist eine Lagentextur (Abb. 22-27).

Weitere Gesteine aus Skarn-Vorkommen ähneln in Erscheinungsbild und Zusammensetzung ihren metamorphen Äquivalenten (Marmor, Kalksilikatgesteine). Schwer erkennbar dürften auch die pyroxenhaltigen Endoskarne (metasomatisch veränderte Plutonite) sein. BÖSE & EHMKE 1996 erwähnen den Fund eines Skarn-Geschiebes, RIES 2005 diskutiert den Fund eines Cer-Orthit-haltigen quarzitischen Skarns.

Abb. 17: **Pyroxen-Skarn** aus grobkörnigem grünem Pyroxen und etwas rotem Granat in den Zwickeln (vgl. Abb 15). Fundort: bei Stahnsdorf, leg. Hermann Müller, Slg. Museum Fürstenwalde.

Abb. 19: **Pyroxen-Skarn**, Fundort: Berlin-Buch, H. Müller leg. am 12.09.1935, Geschiebesammlung der FU in Berlin-Lankwitz.

Abb. 20: **Pyroxen-Skarn**, Fundort Saarmund bei Potsdam, leg. W. Boschann; Sammlung W. Bennhold im Museum Fürstenwalde.

Abb. 21: Nahaufnahme. W. Bennhold notiert: „Silikatische Zone aus Kontakt-(Ur-)Kalk. Quarz + grüner Diopsid + glänzende Körnchen (nicht Magnetit, Titaneisen, Turmalin) + Kalkspat (fein verteilt)“.

Ein feinkörniges und sehr schweres Geschiebe mit rostiger Verwitterungsrinde erschien auf den ersten Blick wenig attraktiv. Mit großer Mühe konnte eine Bruchfläche erzeugt werden, die ein quarzitartiges Gestein mit reichlich rotem Granat zeigt.

Abb. 22: Feinkörniger **quarzitischer Granat-Pyroxen-Skarn** aus der Kiesgrube Penkun (Vorpommern), Bruchfläche.

Abb. 23: Die Nahaufnahme der polierten Schnittfläche zeigt neben Quarz und rotem Granat ein grünes Mineral, vermutlich Pyroxen.

Während einer Sammeltour am Strand von Skeldekobbel (Broager/DK) entdeckte Dr. Frank Rudolph ein großes Skarngeschiebe, das nur mit Mühe, unter Zuhilfenahme eines schweren Hammers zerlegt werden konnte.

Abb. 24: Stark angewitterter **Skarn** (quarzitischer Granat-Pyroxen-Skarn) mit ausgeprägter Lagentextur, Breite ca. 30 cm.

Abb. 25: Die polierte Schnittfläche zeigt die typische lagenweise Zonierung von Metasomatiten mit Partien mit grünem Diopsid, schwarzgrünem Hedenbergit und rotem Granat.

Abb. 26: Nahaufnahme; wolkige graue Partien bestehen aus Quarz.

Abb. 27: Nahaufnahme. Das Gestein wurde offensichtlich tektonisch überprägt; rechts unterhalb der Bildmitte reflektiert ein größeres grünes und gestreiftes Kristallaggregat (Diopsid?) das einfallende Licht.

Abb. 28: Aus einem Geschiebeblock stammt ein grobkristallines Gestein, das wahrscheinlich aus einem Skarn-Vorkommen stammt. Es besteht aus dunkelgrünem Hedenbergit, hellgrünem Diopsid, weißem Skapolith, und bronze-metallischem Magnetkies (det. F. Mädler 1985). Fundort: Tagebau Jänschwalde, Rinne Gosda Klinge; leg. K. Baumann, R. Kloß; Geschiebesammlung im Museum Fürstenwalde.

Abb. 30: Als „**Skapolithfels**“ bezeichnetes Geschiebe vom Molkenberg bei Fürstenwalde, leg. 1927 W. Bennhold. Sammlung Bennhold, Museum Fürstenwalde.

Auf dem Etikett vermerkt Bennhold: „Heimat: wahrsch. Norwegen; v.d.L.: mit Kobaltnitrat blaues Email; H=5; In HCl ganz allmählich weißlich werdend. Blättr. Minerale: v.d.L. bläht sich nicht auf, brennt sich mit Kobaltnitrat nicht blassrot, schmilzt an den Kanten nicht, wird nicht hart; in H2SO4 unveränderlich; H> Biotit. Also nicht Talk sondern Muskovit.“

Walter Bennhold verwendet hier die sog. Lötrohrprobierkunst, eine einfache Methode zur qualitativen Analyse von Metallionen (v.d.L. = vor dem Lötrohr). Das blaue Email nach Behandlung mit Kobaltnitrat ist ein Nachweis für Aluminium. Bennhold bestimmt das grüne Mineral als Skapolith, ein Gerüst-Alumosilikat mit der Summenformel (Na, Ca)4(Si, Al)12O24(Cl, CO3). Es kommt sich in Kontaktmetamorphiten, Skarnen, Metabasiten und Gneisen vor. Die Anionen Cl und CO3 weisen auf eine Bildung unter metasomatischen Bedingungen hin.

Abb. 31: Nahaufnahme. Die Paragenese mit rotem Granat (links im Bild) spricht für eine Herkunft des Geschiebes aus einem Skarn-Vorkommen.

Die teilweise sechseckigen Anschnitte der großen grünen Porphyroblasten im letzten Geschiebefund sprechen für einen Amphibol mit Ca-Vormacht. Auch roter Granat tritt auf, vor allem im Kontakt zum grünen Silikatmineral. In der ungleichkörnigen, wahrscheinlich durch Kataklase überprägten Grundmasse ist transparenter Feldspat erkennbar (keine perthitische Entmischunge, keine polysynthetische Verzwilligung). Ein Säuretest mit HCl verlief negativ.

Abb. 32: **Skarn**? Geschiebe mit polierter Schnittfläche, Kiesgrube Schweinrich (N-Brandenburg), leg. F. Wilcke.

5. Literatur

science.smith.edu

BAKER J H & HELLINGWERF R H 1988 The geochemistry of tungsten-molybdenum- bearing granites and skarns from western Berslagen, central Sweden- In ZACHRISSON E (Herausgeber) Proc. of the 7th Quadrennial IAGOD Symposium, Schweizerbart’sche Verlagsbuchhandlung, Stuttgart, S. 327-338.

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Vislanda-Granit

Die Bezeichnung Vislanda-Granit ist nur in der Geschiebekunde gebräuchlich und kann für klein- bis mittelkörnige Småland-Granite vom Växjö-Typ mit überwiegend zuckerkörnig ausgebildetem Quarz verwendet werden. Granite dieses Typs kommen wahrscheinlich an mehreren Lokalitäten innerhalb des Transskandinavischen Magmatitgürtels vor und sind nicht als Leitgeschiebe geeignet.

Abb. 1: Blassroter und mittelkörniger Smaland-Granit vom Vislanda-Typ (Steinbruch 211, westlich von Påskallavik; 57.16605, 16.43578).

Beschreibung nach Hesemann 1975 und Zandstra 1988: 283 (nicht in Zandstra 1999, s. a. skan-kristallin.de): Geschiebe vom Vislanda-Typ sehen rot-weiß gefleckt aus. Der weiße bis blauweiße und feinkörnig granulierte („zuckerkörnige“) Quarz bildet eine Masse zwischen blass- bis sattroten Alkalifeldspäten, die eine Länge von 3-5 mm erreichen. Auch die Alkalifeldspäte sind intensiv zerbrochen und zeigen keine klaren Umrisse. Gelegentlich lassen sich einzelne größere Körner von Blauquarz entdecken. Plagioklas, auf der Außenseite von Geschieben weiß getönt, kann in größerer Menge vorkommen und ist auf der Bruchfläche kaum identifizierbar. Dunkle Minerale finden sich nur untergeordnet.

Zuckerkörniger Quarz entsteht durch mäßige tektonische Einwirkung auf den bereits vollständig erstarrten Plutonit in den oberen Bereichen der Erdkruste. Dabei können Feldspäte zerbrochen und der Quarz zu einer zuckerkörnigen Masse granuliert werden (Abb. 2), ohne dass es zu einer erkennbaren Einregelung der Mineralbestandteile kommt („Gneisgranit“). Kleine Mengen an granuliertem Quarz finden sich als feinkörniger Saum um größere Mineralkörner in vielen Småland-Graniten (Abb. 6-8). Vollständig granulierte Quarze (Vislanda-Typ) sind eher selten. Die winzigen glitzernden Bruchflächen von gleichmäßig-feinkörnigem und zerdrücktem Quarz erkennt man am besten auf einer frischen Bruchfläche, da auf angeschlagenen Geröll-Oberflächen auch kompakte Quarze zuckerkörnig aussehen können. Im Bruch zeigen die kompakten Quarze dann einen muscheligen Bruch. Ein weiterer Typ Småland-Granit mit überwiegend zerdrückten Quarzaggregaten ist der Älö-Granit (Zandstra 1988: 280).

Nach einer mündlichen Mitteilung von A. P. Meyer (Berlin) ist die namensgebende Lokalität für den Vislanda-Granit nicht der gleichnamige Ort in Südschweden, sondern ein kleines Gehöft bei Påskallavik, das vor etwa 100 Jahren Vislanda hieß. Bei einem Besuch in diesem Gebiet wurde das Gehöft zwar nicht ausfindig gemacht. Westlich von Påskallavik konnte der Vislanda-Gesteinstyp aber bei einem Besuch der Steinbrüche 210-213 (beschrieben in Bruun et al 2005) zweimal beprobt werden (Steinbrüche 211 und 212).

Abb. 2: Nahaufnahme der trockenen Bruchfläche mit reichlich zuckerkörnigem Quarz.

Abb. 3: Nahaufnahme der angefeuchteten Bruchfläche. Auch der rote Alkalifeldspat ist kräftig deformiert und zeigt undeutliche Korngrenzen.

Abb. 4: Aufnahme unter Wasser. Quarz und Feldspat lassen keine Einregelung erkennen. Lediglich die wenigen dunklen Glimmerminerale besitzen eine Vorzugsrichtung.

Abb. 5: Nahaufnahme unter Wasser: die Quarze besitzen eine schwach bläuliche Farbe, helle Feldspatkörner sind Plagioklas.

Etwa 250 m Luftlinie vom ersten Steinbruch entfernt gibt es einen weiteren Aufschluss (Steinbruch 210; 57.16876, 16.43418). Hier steht ein gleichkörniger Blauquarz-Granit vom Växjö-Typ an, in dem nur ein kleinerer Teil der Quarze granuliert ist (kein Vislanda-Typ).

Abb. 6: Småland-Granit vom Växjö-Typ („Tuna-Granit“) mit Blauquarz, anteilig mit zuckerkörnigem Quarz (Steinbruch 210, westlich von Påskallavik).

Abb. 7: Gleicher Stein, Aufnahme unter Wasser.

Abb. 8: Gleicher Stein, Nahaufnahme der nassen Bruchfläche.

Abb. 9: Vislanda-Granit, Geschiebefund eines hellen Alkalifeldspat-Granits mit reichlich zuckerkörnigem Quarz und wenig dunklen Mineralen (Kiesgrube Tegel, Berlin; A. P. Meyer leg. und det.).

Literatur

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„Bottnischer“ Gneisgranit

Der Geschiebetyp des „Bottnischen Gneisgranits“ kann in Norddeutschland gehäuft in baltischen Geschiebegemeinschaften mit einem hohen Anteil an Åland-Gesteinen auftreten. Ein anstehendes Vorkommen ist bisher nicht bekannt. Es dürfte jedenfalls nicht in der Bottensee, eher in der nördlichen Ostsee zu suchen sein, da Geschiebefunde auf Åland fehlen (pers. Mitteilung M. Bräunlich).

Abb. 1: Die Außenseite von Geschieben des „Bottnischen“ Gneisgranits zeigt häufig eine gelblich-rote Färbung. Fund aus der Kiesgrube Hoppegarten bei Müncheberg (Brandenburg).

Der grobkörnige und leicht deformierte Alkalifeldspatgranit („Gneisgranit“) besitzt eine netzartige Textur aus rotem Alkalifeldspat sowie reichlich granuliertem Quarz in Form einer feinkörnigen und glitzernden („zuckerkörnigen“) Kristallmasse. Im Unterschied zum Quarz sind die Alkalifeldspäte weitgehend intakt und zeigen bei geeignetem Anschnitt nahezu rechteckige Umrisse. Auf der rauhen Bruchfläche des Gesteins lassen sich die Netztextur und der granulierte Quarz am besten beobachten. Die Alkalifeldspäte sind hier gleichmäßig leuchtend rot gefärbt. Dunkle Minerale sowie Plagioklas fehlen oder kommen nur in geringer Menge vor (Beschreibung in Hesemann 1939 und Zandstra 1988, 1999; s. a. skan-kristallin.de).

Abb. 2: „Bottnischer“ Gneisgranit. Gut erkennbar ist die netzartige Textur aus rotem Alkalifeldspat und zuckerkörnigem Quarz. Geschiebe aus der Kiesgrube Ziezow (Brandenburg).

Granite mit zuckerkörnigem Quarz sind auch aus Småland bzw. dem Transskandinavischen Magmatitgürtel (TIB) bekannt und werden in der Geschiebekunde als „Vislanda-Granit“ bezeichnet. Zwar unterscheiden sich die bisher vorliegenden Anstehendproben deutlich vom Habitus des „Bottnischen“ Gneisgranits, unklar ist aber, ob es nicht ganz ähnliche Granite auch innerhalb des TIB gibt. So ist der „Bottnische“ Gneisgranit zwar ein regelmäßiger Begleiter von Åland-Gesteinen, als Leitgeschiebe aber nicht geeignet.

Abb. 3: Gleicher Stein, Aufnahme unter Wasser.

Abb. 4: Gleicher Stein, frische Bruchfläche.

Abb. 5: Die Nahaufnahme der frischen Bruchfläche zeigt glitzernde Kristallmassen aus zerdrücktem („zuckerkörnigem“) Quarz.

Abb. 6: Ein weiterer Fund dieses Geschiebetyps aus der Kiesgrube Niederlehme bei Berlin, Breite 9 cm.

Aplite

Aplite sind helle und feinkörnige magmatische Gesteine, die keine oder nur sehr wenig dunkle Minerale enthalten. Sie finden sich als cm- bis dm-dicke Gänge oder Adern in granitischen Plutoniten und in Gneisen (Abb. 1). Die meisten Aplitgänge besitzen blasse Farben (weiß, hellgrau, rosa oder fleischfarben) und bestehen aus einem gleichkörnigen Mineralgefüge hypidiomorpher Feldspat- und Quarzkörner, das mit Hilfe einer Lupe erkennbar ist. Einsprenglinge fehlen. Auch in den Rapakiwi-Gebieten kommen Aplite und aplitähnliche Gesteine vor. Sie besitzen kräftigere Farben und im Detail abweichende Gefügemerkmale (s. u.).

Abb. 1: Hellroter, etwa 5 cm hoher **Aplitgang** in einem grauen Granodiorit mit Blauquarz (Geschiebe im ehem. Tagebau Cottbus-Nord, Niederlausitz).

Nachdem ein plutonischer Gesteinskörper weitgehend erstarrt ist, entstehen Klüfte und Dehnungsspalten. Diese Risse können durch aufsteigende Restschmelzen verfüllt werden. Die Klein- und Gleichkörnigkeit der Aplite spricht für eine schnelle Abkühlung und Kristallisation. Am häufigsten treten Aplite mit einer granitischen Zusammensetzung auf, aber auch Syenit-, Diorit- und Gabbroaplite sind bekannt. Ein Exot ist z. B. der Lestiwarit, ein aegirinführender Syenit-Aplit aus dem Oslograben.

Abb. 2: Hellroter **Aplit** mit großen Hellglimmer-Xenokristallen (Findlingshalde Steinitz, Niederlausitz).

Auch in den Randzonen von Pegmatiten kommen aplitische Gesteine vor. Hier kann es zu einem Eintrag der grobkörnigen Pegmatit-Minerale in die aplitische Schmelze kommen. Abb. 2 und 3 zeigt ein kleinkörniges Gestein aus Quarz und rotem Alkalifeldspat, das große Hellglimmer- sowie Alkalifeldspat-Kristalle führt, wahrscheinlich Fremdkristalle aus einem benachbarten Pegmatit.

Götemar-Aplit

In Nordost-Småland, in unmittelbarer Nähe zum Götemar-Pluton, wurden in einem Straßenaufschluss etwa 20-30 cm breite Gänge eines Aplits und eines Pegmatits beobachtet, die zunächst parallel und scharf voneinander getrennt verliefen. In der Nähe eines Diabasganges fand eine Vermengung von Aplit und Pegmatit statt. Abb. 4 zeigt eine Probe dieses Mischgesteins. Es besitzt eine feinkörnige aplitische Grundmasse und führt große Feldspat- und Quarz-Kristalle, die aus dem benachbarten Pegmatit stammen.

Abb. 5: Nahaufnahme des gleichen Steins. Die großen Alkalifeldspat-Einsprenglinge mit perthitischer Entmischung und die abgerundeten, dunklen und zonierten Quarze stammen aus dem Pegmatit. Rechts unten im Bild etwas Pyrit mit bunten Anlauffarben, am rechten oberen Bildrand die Grenze zum Diabas-Gang.

Rapakiwi-Aplite und Porphyraplite

Gänge, aber auch eigenständige kleine Massive von Apliten und aplitähnlichen Gesteinen treten in großer Anzahl in den Rapakiwi-Gebieten auf. Abb. 6 zeigt die Grenze eines Åland-Granitporphyrs („Ringquarzporphyr“) zu einem roten und feinkörnigen Aplit, Abb. 7 einen anderen Rapakiwi-Aplitgranit mit frischer Bruchfläche. Der Gesteinstyp enthält zwei Generationen von Quarz und Feldspat. Die kleineren Körner sind nahezu idiomorph ausgebildet (Abb. 8). Rapakiwi-Gesteine mit aplitischer Grundmasse und wesentlich größeren Quarz- und Feldspat-Einsprenglingen werden als Porphyraplit (Aplite mit einem porphyrischen Gefüge) bezeichnet (Abb. 9). Die Einsprenglinge besitzen überwiegend abgerundete Formen, einige Feldspäte einen Plagioklas-Saum. Aplite und Porphyraplite sind in den Rapakiwi-Vorkommen weit verbreitet, besitzen ein variables Erscheinungsbild und kaum Merkmale, die sie auf ein bestimmtes Vorkommen zurückführen ließen. Sie sind als Leitgeschiebe nicht verwendbar.

Abb. 6: Grenze eines Åland-Granitporphyrs („Ringquarzporphyr“) zu einem feinkörnigen **Aplit**. Geschiebe aus der Kiesgrube Hoppegarten bei Müncheberg (Brandenburg).

Abb. 7: **Rapakiwi-Aplitgranit** aus der Kiesgrube Damsdorf/Bochow bei Lehnin (Brandenburg).

Abb. 8: Eine Nahaufnahme des Gefüges zeigt deutlich die zwei Generationen von Quarz und Feldspat.

Abb. 9: **Porphyraplit**. Kleinkörnige und aplitische Grundmasse aus Alkalifeldspat und Quarz mit Einsprenglingen von gerundeten Quarzkörnern, grünem Plagioklas und größeren hellen Feldspat-Ovoiden mit schmalem Plagioklas-Saum. Strandgeröll von Hökholz bei Eckernförde.

Amethyst

Amethyst ist eine rosa bis tief violett getönte Quarzvarietät. Das Mineral ist als Glazialgeschiebe selten anzutreffen, weil es im Liefergebiet der Geschiebe wohl nur in kleinen Mengen vorkommt. Häufiger tritt Amethyst in den Ablagerungen des Baltischen Urstroms sowie als „südliches Geröll“ in gemischten Geschiebe-/Geröllgemeinschaften auf.

1. Amethyst als nordisches Glazialgeschiebe

Aus Schweden sind Amethyst-Gängchen aus dem Hardeberga-Sandstein bekannt, der südlich von Simrishamn in Ost-Schonen ansteht. Wilke 1997 nennt weitere Fundlokalitäten in Dalsland, Örebro, Värmland, Dalarna und Nordschweden. Auch in Südnorwegen, auf Bornholm (z. B. im Nexö-Sandstein) und in SW-Finnland gibt es wahrscheinlich nur kleine Vorkommen. Einen Geschiebefund aus den Niederlanden, eine Porphyrbrekzie mit Amethystquarz, beschreibt Huisman 1983. – Ein überraschender Fund gelang dem Autor auf einer gerodeten Waldfläche im nördlichen Småland, etwa 8 km nördlich von Eksjö (Abb. 1-6). Der nur schwach kantengerundete Block eines brekziierten Vulkanits mit Kluftfüllungen aus Amethyst könnte aus einem wenig weiter nördlich gelegenen Vorkommen mit Vulkaniten stammen. Ein anstehendes Vorkommen ließ sich bisher aber nicht lokalisieren.

Abb. 1: Geschiebe eines Porphyrs mit Amethystgängchen aus dem nördlichen Småland, Breite ca. 30 cm.

Abb. 2: Abschlag aus dem gleichen Block, Breite etwa 12 cm. Der braune Porphyr vom „Småland-Typ“ ist von zahlreichen Klüften durchzogen, die beim Zerbrechen des Gesteins entstanden (tektonische Brekzie). In die größeren Klüfte drangen hydrothermale Lösungen ein, aus denen zuerst Milchquarz, dann Amethyst kristallisierte.

Abb. 3: Aufnahme eines Handstücks unter Wasser. Der durchlaufende Amethystgang zeigt eine Zonierung: am Rand ist der Amethyst tief violett, zur Gangmitte etwas blasser getönt. Weiterhin sind Fragmente älterer Gänge sowie zahlreiche Milchquarzadern zu erkennen. Das Gestein ähnelt den als „Trümmerkristallquarz“ bezeichneten Brekzien aus dem Osterzgebirge, die als Beimengung („südliches Geröll“) zu nordischen Geschieben in interglazialen Ablagerungen der Elbe und Mulde zu finden sind (s. u.).

Abb. 4: Frische Bruchfläche eines weiteren Abschlags, Aufnahme unter Wasser.

Abb. 7: Tektonische Brekzie mit Amethyst, polierte Schnittfläche eines Geschiebes aus der Kiesgrube Schweinitz (Slg. F. Wilcke, Wittstock).

Abb. 9: Polierte Schnittfläche eines Fundes aus Schweden, ein Geröll vom Ufer des Dalälven bei Älfkarleby, östlich von Gävle, leg. F. Wilcke (Wittstock). Das Stück erinnert an erzgebirgische Gangquarze/Amethyste.

2. Amethyst in den Ablagerungen des Baltischen Urstroms

Einzelne Amethyste oder amethysthaltige Gesteine finden sich häufiger als Geröll des Baltischen Urstroms, z. B. im Kaolinsand auf Sylt. Der Baltische Urstrom ist ein Flusssystem, das vom Miozän bis zum frühen Pleistozän durch das Ostseebecken verlief und seine Sedimentfracht bis in die Niederlande lieferte. Hacht & Lierl 1995 nennen zahlreiche Funde von Sylt (u. a. 120 lose, meist abgerollte Amethyste sowie 3 Kristallstufen). Im überlagernden Saale-Geschiebemergel fehlen die Amethyste. Die Autoren vermuten eine Herkunft nördlich der Linie Südschweden/Bornholm.

Das Liefergebiet des Baltischen Urstroms erstreckte sich weit nach Norden und Osten. Zu seiner Geröllgemeinschaft gehören mehrere Gruppen verkieselter ordovizischer Gesteine, u. a. die sog. Lavendelblauen Hornsteine, verkieselte Einzelfossilien des Ordoviziums (vgl. Van Keulen et al 2012). Rhebergen 2009 diskutiert eine Herkunft ordovizischer Schwämme aus Estland und der Region von St. Petersburg. Sie wurden mit dem östlichen Arm des Baltischen Urstroms (Pra-Neva) transportiert.

Das Ursprungsgebiet der Amethyste bleibt unklar. An Lokalitäten mit Fundhäufungen der Lavendelblauen Hornsteine finden sich nicht immer auch Amethyste. Auf Grund der Seltenheit von Amethyst als Glazialgeschiebe könnte ihr Heimatgebiet in Nordschweden, Mittel- und Nordfinnland, sogar in Ost-Finnland zu suchen sein (vgl. Krüger 1994). Zumindest in Lappland (Luost) gibt es größere Amethystvorkommen, die auch bergmännisch gewonnen werden.

Genieser 1970 schließt eine südliche Herkunft der Amethyste in den Kaolinsanden von Sylt nicht aus. Als Transportmedium kommt ein Vorläufer der Elbe als Seitenarm des Baltischen Urstroms in Frage. Allerdings dürfte man dann erwarten, dass zumindest ein Teil der Amethyste als Bestandteil tektonischer Brekzien vorkommt, wie sie aus dem Anstehenden im Ost- und Mittelerzgebirge bekannt sind. Nach den Fundbeschreibungen von Hacht & Lierl 1995 handelt es sich aber mehrheitlich um einzelne Mineralaggregate.

Abb. 11: Rekonstruierter Verlauf des Baltischen Urstroms (Quelle: wikipedia.de, Autor: PalaeoMal/ Tom Meijer).

3. Amethyst als südliches Geröll

Elbe und Mulde transportierten zu verschiedenen Zeiten, insbesondere in den Interglazialen, Gesteine aus ihrem südlichen Einzugsgebiet nach Norden. Zu diesen „südlichen Geröllen“ gehören u. a. amethystführende Gesteine aus dem Ost- und Mittelerzgebirge. Die Flussablagerungen wurden durch nachfolgende Inlandvereisungen mit glazialen Sedimenten bzw. nordischen Geschieben vermengt und umgelagert. In solchen gemischten Geschiebe-/Geröllablagerungen sind lose Amethyste mit Zonarbau oder amethystführende tektonische Brekzien manchmal keine Seltenheit. Einige dieser Gesteine sind so charakteristisch, dass man ihre Herkunft auf ein eng begrenztes Gebiet im Osterzgebirge zurückführen kann („Leitgerölle“, Abb. 14-17; s. a. Torbohm 2019).

Abb. 12: Elbgeröll eines Amethysts mit Zonarbau aus Ablagerungen des pliozänen Senftenberger Elbelaufs (Kiesgrube Saalhausen in Brandenburg, St. Schneider leg.).

Abb. 13: Amethystgeröll in einem verkieselten Sandstein (sog. „Tertiär-Quarzit“). Der Sandstein ist ein Geröll des mittelpleistozänen Berliner Elbelaufs und stammt aus der Kiesgrube Fresdorfer Heide bei Potsdam (G. Engelhardt leg.).

Abb. 14: Schnittfläche eines Amethyst-Jaspis-Gesteins, Geröll aus dem Berliner Elbelauf (Kiesgrube Fresdorfer Heide, Slg. G. Engelhardt). Die untere Hälfte zeigt eine feine Bandtextur aus Quarz, Amethyst und rotbraunem bis gelbem Hornstein. Genieser 1955 bezeichnet diesen erzgebirgischen Gerölltyp als „Amethyst mit Karneol- und Jaspisbändern“.

Abb. 15: Typisch osterzgebirgische Paragenese, eine tektonische Gangbrekzie mit Amethyst und feinem Bandachat („Trümmerkristallquarz“). Polierte Schnittfläche eines Fundes aus der Kiesgrube Horstfelde südlich von Berlin (D. Lüttich leg.).

Abb. 16: Gleicher Stein, Nahaufnahme. Hellbrauner Bandachat durchzieht kristallinen Quarz und Amethyst.

Abb. 17: Osterzgebirgische „Kristallquarzbrekzie“ mit Amethyst, gelbem Hornstein (Jaspis) und braunen Gesteinsfragmenten. Geröll der Mulde aus der Kiesgrube Löbnitz in Sachsen, östlich von Bitterfeld.

Literatur

Genieser K 1955 Ehemalige Elbeläufe in der Lausitz. – Geologie, 4 (3): 223–279, Berlin.

Genieser K 1970 Über Quarze, Amethyste und verkieselte Fossilien. Versuch einer Deutung ihrer Häufung in den pliozänen bis alteiszeitlichen Flußablagerungen Nordwestdeutschlands und der angrenzenden Nie-derlande – Grondboor en Hamer 24 (2): 35-64, 6 Abb., 3 Tab., Oldenzaal.

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Huisman H 1983 Amethistkwarts in een noordelijke zwerfsteen. – Grondboor en Hamer 37 (2): S. 60, 1 Abb., Oldenzaal.

Krueger H-H 1994 Die nordische Geröllgemeinschaft aus der Lausitz (Miozän) und deren Vergleich mit Sylt – Brandenburgische Geowissenschaftliche Beiträge 1 (1): 84-89, Kleinmachnow.

Rhebergen F 2009 Ordovician sponges (Porifera) and other silicifications from Baltica in Neogene aund Pleistocene fluvial deposits of the Netherlands and northern Germany – Estonian Journal of Earth Sciences 58 (1): 24-37, 14 S/W-Abb., 1 Tab., Tallinn.

Torbohm M 2019 Gerölle des Berliner Elbelaufs aus der Umgebung von Berlin – 146 S., Eigenverlag.

Wilke R 1997 Die Mineralien und Fundstellen von Schweden – 200 S., 16 Farb-Taf., München (Christian Weise).

Aschentuff mit akkretionären Lapilli („vulkanischer Pisolith“)

Abb. 1: Aschentuff mit akkretionären Lapilli. Geschiebe aus der Kiesgrube Gusow in Brandenburg; leg. St. Schneider.

Vulkanite mit akkretionären („angewachsenen“) Lapilli sind als Geschiebefund ziemlich selten. Es handelt sich um feinkörnige bis dichte Gesteine und einer sehr hellen Verwitterungsrinde. Auf der Oberfläche sind rundliche bis elliptisch geformte Einschlüsse (Lapilli) erkennbar. Diese etwa erbsen- (lat. pisum Erbse) bis 1 cm großen Lapilli besitzen eine millimeterbreite und besonders feinkörnige Randzone, die als positives Relief hervortritt, weil sie der Verwitterung stärker widersteht (Abb. 1). Dies ist das akkretierte Aschenmaterial, das während der Flugphase der Lapilli konzentrisch angelagert wurde (s. u.).

Abb. 2: Nahaufnahme. Einige Lapilli zeigen hervorstehende Ränder und ausgewitterte „Kerne“.

Abb. 3: Rückseite des gleichen Steins. Die Lapilli besitzen eine feinkörnige Randzone und sind entweder heller oder dunkler getönt als die Grundmasse.

Unter den Geschiebefunden überwiegen Aschentuffe mit hell cremefarbener bis gelblich-brauner Verwitterungsrinde. Auf der Bruchfläche sind die Gesteine meist wesentlich dunkler getönt (beige, braun, grau) und können einen grünen Farbstich besitzen. Die Tuffmatrix enthält nur wenige und sehr kleine Feldspat-Einsprenglinge. Auch dunkle Minerale fehlen weitgehend. An manchen Funden lassen sich fein laminierte Aschenlagen beobachten (Abb. 12). Lapilli und Randzone können eine andere Färbung als die Tuffmatrix besitzen (Abb. 1 und 8). Abb. 6 zeigt einen Fund mit farblosen und transparenten Lapilli-Säumen, Abb. 9-12 und 17 zeigen Lapilli mit dunkleren Rändern. Der Gesteinstyp ist in Farbe und Erscheinungsbild variabel. Auch graue (Abb.4), rote (Abb. 13) oder bunte (Abb. 5) Varianten sind bekannt.

Die Bezeichnung „Aschentuff mit akkretionären Lapilli“ klingt etwas umständlich, beschreibt aber zutreffend die Eigenschaften des Gesteins. „Vulkanischer Pisolith“ ist nicht ganz korrekt, da Pisolithe Sedimentgesteine mit karbonatischen Pisoiden sind, also runden Gebilden aus konzentrisch angelagerten Mineralschichten, ähnlich den Ooiden. Die „vulkanischen Pisoide“ sind weder karbonatisch, noch besitzen sie einen mehrfach konzentrischen Aufbau. Häufig erkennt man nur einen Kern (Lapilli) und eine Hülle aus akkretierter Vulkanasche. Geschiebefunde sollten nicht pauschal als „Dala-Pisolith“ (Rudolph 2017) oder “Pisolithischer Dalarna-Porphyrtuffit“ (Zandstra 1988, 1999) bezeichnet werden, weil der Gesteinstyp auch in anderen Regionen vorkommt.

Entstehung

Lapillituffe mit akkretionären Lapilli entstehen bevorzugt in der Anfangs- oder Schlussphase vulkanischer Aktivität während phreatomagmatischer Eruptionen. Dies sind Ausbrüche, deren Explosivität durch die Anwesenheit größerer Mengen Wasser befördert wird. Verhältnismäßig „feuchter“ vulkanischer Auswurf (Asche und Lapilli) steigt zunächst in einer Eruptionssäule empor und kühlt sich ab. Dabei kommt es zu einer Kondensation von Wasser, das sich auf der Oberfläche mitgerissener Lapilli niederschlägt. Durch Adhäsionskräfte werden noch während der Flugphase feinste Aschenteile angezogen, die sich konzentrisch um die Lapilli anlagern (sog. Akkretion). Die weichen Lapilli fallen später zu Boden, wo sie meist geringmächtige Horizonte in feinkörnigen Vulkanaschen bilden. Ihre elliptische Form entsteht durch Kompaktion überlagernder Schichten. Akkretionäre Lapilli entstehen auch in „feuchten“ pyroklastischen Ascheströmen (surges). Solche Ablagerungen kann man im Gelände an Bruchstücken akkretionärer Lapilli („zerstörte Lapilli“) erkennen, die durch die hohe Dynamik unmittelbar nach ihrer Bildung wieder zerstört wurden.

Vorkommen

Der Gesteinstyp ist nicht als Leitgeschiebe geeignet, weil er Kleinstvorkommen bildet und in allen Vulkanitgebieten auftreten kann. Aus Dalarna sind ein anstehendes Vorkommen bei Mora sowie Funde von Nahgeschieben bekannt (Lundqvist 1968: 112-113, s. a. skan-kristallin.de). Die bunten Aschentuffe von Idkerberget (Dalarna) enthalten Horizonte mit akkretionären Lapilli (zwerfsteenweb.nl). Persson 1985: 46 beschreibt einen akkretionären Lapillituff aus Småland (Lönneberga-Silverdalen, Abb. 14-18). Im svekofennischen Grundgebirge (Bergslagen, Dannemora, Arvidsjaur?) gibt es kaum deformierte akkretionäre Lapillituffe (Abb. in Allen et al 2008: 28; Lundström 1995: 92; Stephens et al 2009: 62). Mit weiteren, bisher unbekannten Vorkommen ist zu rechnen. In Gebieten mit gemischten Geschiebe-Geröll-Gemeinschaften (z. B. im Berliner Elbelauf) besteht theoretisch die Möglichkeit von Funden akkretionärer Lapillituffe als „südliches Geröll“, z. B aus dem Döhlener Becken (s. Reichel & Schauer 2006).

Abb. 4: Akkretionäre Lapilli mit dunkelgrauen Rändern in einem grauen Aschentuff. Nahgeschiebe aus Dalarna, nordwestlich Heden, westlich von Orsa, Sgl. Pittermann. Weitere Bilder auf skan-kristallin.de.

Abb. 5: Aschentuff von Idkerberget mit grünen akkretionären Lapilli. Nahgeschiebe von Ryssa, südlich von Mora in Mittelschweden (Bild aus zwerfsteenweb.nl). Auf der gleichen Website findet sich eine Anstehendprobe einer Hälleflinta von Dannemora (Uppland) mit akkretionären Lapilli (?).

Geschiebefunde

Abb. 6-8 zeigt einen Abschlag von einem größeren Gesteinsblock aus dem Tagebau Jänschwalde in der Niederlausitz (F. Mädler leg.) Das Geschiebe wird von Kottner 2005 beschrieben. Eine Dünnschliffuntersuchung ergab, dass die Matrix Entglasungserscheinungen aufweist und im Wesentlichen aus Quarz und Feldspat besteht. Kleine weiße Einsprenglinge wurden als Feldspat der Plagioklas-Reihe identifiziert. Daneben fanden sich kleine Quarze und Spuren nicht näher bestimmbarer dunkler Minerale.

Abb. 6: Außenseite des Geschiebes. Ausgewitterte Lapilli mit feinkörniger und dichter Randzone aus akkretierter Vulkanasche.

Abb. 7: Gleicher Stein, Aufnahme einer Bruchfläche unter Wasser.

Abb. 8: Nahaufnahme; cremefarbene und grünlich getönte Lapilli in einer hellbraunen Tuffmatrix.

Abb. 9: Akkretionäre Lapilli mit violetter Randzone in einem hellen Aschentuff (Kiesgrube Fresdorfer Heide bei Potsdam, G. Engelhardt leg.).

Abb. 10: Gleicher Stein, polierte Schnittfläche. Grünlich-brauner Vulkanit mit dichter Grundmasse und grünen Lapilli mit rotbraunen Rändern.

Abb. 12: Dichter Vulkanit mit fein laminierten Aschenlagen, überlagert von einem schmalen Horizont mit akkretionären Lapilli (Fundort: Krumbeck/Prignitz, D. Schmälzle leg.).

Abb. 13: Roter Aschentuff mit dichter Grundmasse und akkretionären Lapilli (Fundort: Prignitz, D. Schmälzle leg.).

Anstehendproben aus Småland

Auf einer gerodeten Waldfläche in der Nähe von Silverdalen (Småland) fand sich nach einer Ortsangabe von Persson 1985: 46 („700 m südsüdöstlich von Lönneberga-Station“) zunächst ein großes Nahgeschiebe mit akkretionären Lapilli, später auch das anstehende Vorkommen.

Abb. 14: Aschentuff mit akkretionären Lapilli, Nahgeschiebe von Silverdalen.

Abb. 15: Detailaufnahme der stark verwitterten Gesteinsoberfläche. Die Pfeile deuten auf einzelne Lapilli mit dichter Grundmasse und einer hellen Randzone.

Abb. 16: Der Aufschluss mit anstehendem Lapillituff misst gerade mal einen Quadratmeter (Koordinaten WGS84: 57.54450, 15.72483). Das Gestein könnte in pyroklastischen Glutwolken (surges) entstanden sein. Dafür sprechen Funde von unvollständigen („zerstörten“) Lapilli und Porphyre mit eutaxitischem Gefüge (Ignimbrite) in unmittelbarer Nachbarschaft.

Abb. 17: Anstehendprobe mit angewitterter Oberfläche, Aufnahme unter Wasser. Grundmasse und Lapilli sind dicht und besitzen eine ähnliche Tönung. Die Umrisse der teils unregelmäßig geformten Lapilli deuten sich durch eine rötliche Randzone an.

Abb. 18: Detailaufnahme einer polierten Schnittfläche; grünlich-braune Aschenmatrix und Lapilli mit rotbraunen Rändern.

Der letzte Fund ist ein Geschiebe von Broager (Dänemark), ein geschichteter Aschentuff mit akkretionären Lapilli (Slg. T. Brückner).

Abb. 19: geschichteter **Aschentuff mit akkretionären Lapilli**, Geschiebe von Broager (DK), Breite 13 cm.

Abb. 20: Detailaufnahme der Partie mit akkretionären Lapilli.

Literatur

Allen R, Ripa M, Jansson N 2008 Palaeoproterozoic volcanic- and limestonehosted Zn-Pb-Ag-(Cu-Au) massive sulphide deposits and Fe oxide deposits in Bergslagen, Sweden – Exkursionsskript 33. IGC excursion No 12, August 14 – 20, 2008; 84 S.

Kottner J 2005 Ein Tuff mit akkretionären Lapilli als Geschiebe – Geschiebekunde aktuell 21 (1): 25-28, 1 Taf., Hamburg / Greifswald.

Lundqvist T 1968 Description to Petrological Map of the Los-Hamra-Region – Sveriges Geologiska Undersökning, Ba 23, Uppsala.

Lundström I 1985 Beskrivning till berggrundskartorna Lindesberg NV – Sveriges Geologiska Undersökning (Af) 140 – 131 S., 32 Abb., 21 Tab., 6 Ktn., Uppsala.

Lundström I 1995 Beskrivning till berggrundskartorna 1 : 50000 – Filipstad SO och NO – Sveriges Geologiska Undersökning (Af) 177 – (Af) 185: 218 S., 81 Abb., 13 Tab., 6 Ktn. als Anl., Uppsala.

Persson L 1985 Beskrivning till berggrundskartorna 1 : 50000 – Vetlanda NV och NO – Sveriges Geologiska Undersökning (Af): 138 S., 65 Abb., 30 Tab., Uppsala.

Reichel & Schauer 2006 Das Döhlener Becken bei Dresden – Geologie und Bergbau. – Bergbau in Sachsen 12, 384 S., Herausgeber: Sächsisches Landesamt für Umwelt und Geologie (LfUG), Freiberg/Sachsen.

Rudolph F 2017 Das große Buch der Strandsteine – 320 S., zahlr. Abb., Kiel/Hamburg (Wachholz-Verlag – Murmann Publishers).

Stephens MB, Ripa M, Lundström I, Persson L, Bergman T, Ahl M, Wahlgren C-H, Persson P-O, Wickström L 2009 Synthesis of the bedrock geology in the Bergslagen region, Fennoscandian Shield, south-central Sweden – Sveriges geologiska undersökning, Ba 58, 264 S.

Kallberget-Porphyr

Der Kallberget-Porphyr stammt aus dem südwestlichen Teil des Porphyrgebietes in Dalarna. Dort kommt er in enger Nachbarschaft mit dem Heden-Porphyr vor, ohne dass es Übergänge zwischen diesen beiden Porphyrtypen zu geben scheint (Hjelmqvist 1982). Beide Gesteine sind als Geschiebe etwas seltener zu finden als andere Dala-Porphyre. In saalezeitlichen Ablagerungen kann der Kallberget-Porphyr aber manchmal gehäuft beobachtet werden.

Der Porphyr ist als Leitgeschiebe geeignet und zeigt ein charakteristisches Verwitterungsverhalten. Während die Grundmasse sehr hell werden kann, behalten die Alkalifeldspat-Einsprenglinge ihre kräftige Färbung. Geschiebe des Kallberget-Porphyrs fallen daher durch ihr kontrastreiches Gefüge auf. Die Gesamtfarbe des Gesteins ist grauviolett, braunrot oder rotviolett. In einer feinkörnigen bis dichten und hellen (grauen, rotgrauen oder violettgrauen) Grundmasse liegen zahlreiche Alkalifeldspat-Einsprenglinge von kräftig rotvioletter, roter oder rotbrauner Farbe. Sie besitzen eine Größe von 1-3 mm, maximal 5 mm und zeigen nahezu rechteckige bis abgerundete oder unregelmäßige Formen. Dazu kommen wenige, meist glasklare und 1-2 mm große Quarzkörner von eckiger oder abgerundeter Gestalt. Gelegentlich findet sich auch ein einzelnes helles Feldspatkorn (Plagioklas).

Abb. 2: Gleicher Stein, Detailaufnahme der verwitterten Oberfläche.

Abb. 3: Gleicher Stein, nasse Oberfläche. Deutlich sind nun die glasklaren und eckigen bis runden Quarzeinsprenglinge zu erkennen.

Die Grundmasse kann homogen oder schlierig sein, manchmal sind hellere Streifen und Flasern zu erkennen. Der Kallberget-Porphyr bildet auch Geschiebe, an denen der Kontrast zwischen Grundmasse und Alkalifeldspat-Einsprenglingen weniger deutlich ausgeprägt ist (z. B. abgerollte Strandgerölle), ansonsten aber die gleichen petrographischen Merkmale zu beobachten sind.

Abb. 4: Kallberget-Porphyr mit fluidaler Grundmasse. Geschiebe aus der Kiesgrube Ruhlsdorf bei Bernau (Brandenburg).

Nach der Beschreibung von Anstehendproben (Hjelmqvist 1982) schwankt der Anteil an Alkalifeldspat zwischen 20 und 30%. Quarz ist mit 4-9 % enthalten. Die eckigen bis abgerundeten Quarzkörner sind immer hell, manchmal glasklar, manchmal milchig. An ihnen lässt sich mit der Lupe häufig magmatische Korrosion beobachten in Form von Einbuchtungen, die mit Grundmasse gefüllt sind. Einzelne Körner von Plagioklas (ca. 1 %) sind auf der Bruchfläche hellgrau oder graugrün gefärbt. Die Gesamtfarbe der Porphyrvarianten auf der Bruchfläche ist braunrot, lilabraun, lilarot oder rot. Dunkle Minerale kommen nur untergeordnet vor. An der Grenze zu jüngeren Graniten kommen auch deformierte (gneisige) Varianten des Kallberget-Porphyrs vor.

Neben dem Kallberget-Porphyr dürfte es eine Reihe weiterer Vorkommen mit graulila Porphyren geben (s. a. Abb. 21-24). Nach Zandstra 1988: 256 ähneln violette Idre-Porphyre mit kleineren Einsprenglingen sehr stark den Porphyren des SW-Porphyrgürtels in Dalarna. Daneben gibt es einen einsprenglingsarmen grauvioletten Dala-Porphyr, der aber keine Quarzeinsprenglinge enthält. Von M. Bräunlich (kristallin.de) stammt der Hinweis, dass dem Kallberget-Porphyr ähnliche Vulkanite auch in der Nähe von Särna, weit nördlich des eigentlichen Vorkommens gefunden wurden.

Abb. 5: Kallberget-Porphyr, rötlich-braune Variante. Kiesgrube Kröte (Wendland/Niedersachsen).

Abb. 6: Nahaufnahme der trockenen Oberfläche.

Abb. 7: Nahaufnahme der nassen Oberfläche.

Abb. 8: Kallberget-Porphyr, Kiesgrube Ladeburg bei Bernau.

Abb. 9: Kallberget-Porphyr, Abschlag von einem größeren Geschiebe aus Papproth (Tagebau Welzow-Süd, Niederlausitz).

Abb. 10: Gleicher Stein, Detailansicht des Gefüges, Aufnahme unter Wasser.

Abb. 11: Kallberget-Porphyr, Kiesgrube Rückersdorf (Brandenburg).

Abb. 12: Manche dem Kallberget-Porphyr ähnliche Vulkanit-Geschiebe enthalten im Vergleich zu den Beschreibungen von Hjelmqvist 1982 recht viele Quarz-Einsprenglinge. Solche Funde sind nur unter Vorbehalt als Kallberget-Porphyr bestimmbar. Nahaufnahme eines Fundes aus der Kiesgrube Waddeweitz (Wendland, Ost-Niedersachsen).

Abb. 13: Fluidaler (oder leicht deformierter?) Kallberget-Porphyr.

Abb. 14: Nahaufnahme. Die Feldspäte zeigen parallele Bruchlinien und sind wie eine Zieharmonika in die Länge gezogen.

Abb. 15: In den saalezeitlichen Ablagerungen der Kiesgrube Horstfelde südlich von Berlin kann der Kallberget-Porphyr nicht selten angetroffen werden. Die untere Reihe zeigt zwei typische Vertreter; oben links ein fluidaler Porphyr mit vielen Quarzeinsprenglingen, oben rechts ein sehr einsprenglingsreicher grauvioletter Porphyr mit einer grünlichen Grundmasse (beide keine Kallberget-Porphyre gemäß den oben beschriebenen Eigenschaften).

Abb. 16: Kallberget-Porphyr aus Abb. 15 unten links, Aufnahme unter Wasser.

Abb. 17: Kallberget-Porphyr, Aufnahme unter Wasser (Kiesgrube Horstfelde).

Abb. 18: Kallberget-Porphyr mit kontrastarmen Gefüge aus roter Grundmasse und violettroten Feldspat-Einsprenglingen (Kiesgrube Penkun in Ostbrandenburg).

Abb. 19: Gleicher Stein, Detailaufnahme der nassen Oberfläche.

Abb. 20: Kallberget-Porphyr mit fluidaler Grundmasse, Aufnahme unter Wasser (Kiesgrube Thunpadel, Wendland, Niedersachsen).

Abb. 21: Rötlich-violetter Quarzporphyr, Strandgeröll von Hökholz (Schleswig-Holstein).

Abb. 22: Nahaufnahme der nassen Geschiebeoberfläche. Der rote Porphyr zeigt einige Übereinstimmungen mit dem Kallberget-Porphyr, enthält aber verhältnismäßig viele Quarzeinsprenglinge.

Abb. 23: Grauvioletter Rhyolith mit einigen dunkelvioletten Feldspat-Einsprenglingen und Blauquarz; kein Kallberget-Porphyr gemäß der obigen Beschreibung (Kiesgrube Kröte, Wendland, Niedersachsen).

Abb. 24: Gleicher Stein, Detailaufnahme einer frischen Bruchfläche unter Wasser.

Literatur

Hjelmqvist S 1982 The Porphyries of Dalarna, Central Sweden, Uppsala 1982, SGU Serie C Nr. 782.

Västervik-Quarzit

Die Metasedimente des Västervik-Gebiets sind zum großen Teil Quarzite. Weit verbreitet sind hellgraue und glimmerführende Quarzite, häufig mit Sedimentstrukturen wie Schrägschichtung oder sogar Rippelmarken. Diese Strukturen konnten sich erhalten, weil die Metamorphose der Västervik-Quarzite zum Teil unter statischen Bedingungen erfolgte, ohne Beteiligung von gerichtetem Druck. Als gute Kandidaten für Leitgeschiebe erscheinen der grauviolette Västervik-Quarzit (Abb. 1 und 2) und rotfleckige Quarzite mit Blauquarz (Abb. 3 und 4). Eine besondere Quarzit-Variante sind blaue Quarzite mit rotem Feldspat (Abb. 5). Die Västervik-Quarzite werden in einem Artikel auf kristallin.de ausführlich besprochen.

Abb. 2: Grauvioletter Västervik-Quarzit, Nahgeschiebe vom See Hjorten im Västervik-Gebiet.

Abb. 3 Rotfleckiger Västervik-Quarzit mit Blauquarz, Anstehendprobe aus dem Steinbruch Hjortkullen bei Västervik.

Abb. 4: Rotfleckiger Västervik-Quarzit mit Blauquarz, Nahgeschiebe vom Ortseingang Västervik.

Abb. 5: Blauer Quarzit neben pegmatitartigen Partien und Gneisen, Abraum aus Baumaßnahmen NE von Västervik.

Marmorvorkommen in Mittelschweden

In Mittelschweden sind etwa 200 kleinere und größere Marmor-Vorkommen bekannt. Die folgenden Bilder zeigen Aufschlüsse und Proben von vier Lokalitäten in Östergötland und Södermanland (Abb. 1). Marmor bildet hier längliche Einschaltungen in die metamorphen und gefalteten Gesteine des svekofennischen Grundgebirges aus Metasedimenten (Gneise), Metavulkaniten (Leptit, Hälleflinta) und Metabasiten (z. B. Amphibolite).

Abb. 1: Übersichtskarte der besuchten Marmorvorkommen in Östergötland und Södermanland.

1. Kolmården

Kolmården ist eines der wichtigsten Marmorvorkommen in Schweden. Der grüne Marmor wurde über 700 Jahre lang abgebaut und als beliebter Dekorstein im In- und Ausland verwendet. Empfehlenswert ist der Besuch des Freilandmuseums zur Bergbaugeschichte im Ort Marmorbruket (58.66099, 16.42120). Dort gibt es einen kleinen geologischen Lehrpfad sowie ausgedehnte Halden. Auf Wunsch werden im Museum polierte Schnittflächen von Marmorproben angefertigt (Abb. 3).

Abb. 2: Blick vom Museumsgelände in Marmorbruket nach Norden über den Bråviken. Dieser etwa 40 km lange und in Ost-West-Richtung verlaufende Meeresarm der Ostsee zeichnet einen alten Grabenbruch nach. Auf kleiner Fläche sind hier ganz verschiedene proterozoische Gesteine aufgeschlossen: Metasedimente (Gneise), Metavulkanite (Leptite und Hälleflinta), Metabasite, Marmor (Metakarbonate) sowie jüngere Granite.

Abb. 3: Alter Marmorbruch auf dem Museumsgelände.

Abb. 4: Polierte Schnittfläche eines **Silikatmarmors vom Kolmården-Typ**. Das Gestein wurde tektonisch stark beansprucht. Die schlierigen und zerscherten Partien bestehen aus zuckerkörnigem Calcit und grünen Silikatmineralen. Stellenweise gibt es Linsen mit etwas gröberen Körnern. Marmor vom Kolmården-Typ kommt an mehreren Lokalitäten in Östergötland und Södermanland vor.

Abb. 5: Feinkörniger Marmor mit Bändern, die mehr grüne Silikatminerale enthalten (Marmorbruket). Das Gestein eignete sich nicht zur Weiterverarbeitung als Dekorstein und wurde vor Ort auf Halde gekippt. Breite 24 cm.

Abb. 6: Marmor vom Kolmården-Typ, Strandgerölle vom Ufer des Bråviken in unmittelbarer Nähe zum Anstehenden (Campingplatz Kolmården).

Abb. 7: An der Uferpromenade unterhalb des Museums zeigen eindrucksvolle Aufschlüsse stark verfaltete Wechsellagen aus Marmor, feinkörnigen Gneisen, Metavulkaniten (Hälleflinta) und Amphiboliten. Das Bild zeigt nahezu senkrecht einfallende, parallel zum Verlauf des Bråviken in Ost-West-Richtung streichende Lagen von hellgrauem Marmor und dunkelbrauner Hälleflinta.

Abb. 8: Der Wellenschlag am Ufer löst Calcit aus dem Marmor und lässt ein Relief seiner Faltenstruktur hervortreten. Bildbreite ca. 3 m.

Abb. 9: Durch Lösungsverwitterung herauspräparierter Marmor (hellgrau) und ein brauner und stark geklüfteter Metavulkanit (Hälleflinta). Bildbreite ca. 2 m.

Abb. 10: Faltenstruktur in einem Marmor, herauspräpariert durch Lösungsverwitterung. Bildbreite 70 cm.

2. Insel Oaxen

Die kleine Insel Oaxen ist mit der Autofähre von Mörkö aus erreichbar und ein beliebtes Ausflugsziel (Fähranleger: 58.97067, 17.70307). Sie besteht zur Hälfte aus ehemaligen Steinbrüchen, in denen reiner Marmor abgebaut wurde.

Abb. 11: Gefluteter Marmor-Steinbruch auf der Insel Oaxen.

Abb. 12: Eine Teerstraße führt durch einen Steinbruch mit hellen Feldswänden.

Abb. 13: Reiner Marmor von der Insel Oaxen.

Abb. 14: Stellenweise finden sich „Verunreinigungen“ im Marmor. Links ein Xenolith eines Gneisgranits aus dem Nebengestein, rechts eine gebänderte Partie (Karbonat- oder Kalksilikatgestein mit vermindertem Calcit-Gehalt).

Abb. 15: Detail der grau und grün gebänderten Partie. Solche Einschaltungen sind ein regelmäßiger Begleiter von Marmorvorkommen und werden von schwedischen Geologen als „Skarngneis“ bezeichnet.

Abb. 16: Probe eines „Skarngneises“. Manche Lagen reagieren auf verdünnte Salzsäure und enthalten Calcit, andere nicht. In den hellgrünen und feinkörnigen Partien könnte ein epidotähnliches Mineral enthalten sein. Die dunkel grünlichbraunen Bereiche enthalten xenomorphe Körner von Silikatmineralen.

Abb. 17: Das Marmorvorkommen von Oaxen umgeben graue Gneise (Sörmland-Gneis). Im Kontaktbereich finden sich migmatitische Gneise mit Blauquarz. Bildbreite 120 cm.

Abb. 18: Handstück eines migmatitischen Gneises mit Blauquarz, Aufnahme unter Wasser.

Abb. 19: Neben Gneisen kommen auch grobkörnige pegmatitartige Partien vor, die aus Feldspat (Plagioklas) und Blauquarz sowie vereinzelten grünen (diopsidischen) Amphibol-Kristallen bestehen.

Abb. 20: Silikatmarmor findet sich nur untergeordnet. Dieses mittelkörnige Exemplar enthält sehr dunkle Silikatminerale.

Abb. 21: Nahaufnahme des Gefüges: hypidiomorphe Calcit-Kristalle mit Zwillingsstreifung und dunkelbraune xenomorphe Körner von Silikatminerale mit Glasglanz.

Abb. 22: An der Ostküste der Insel Oaxen wurde der nicht verwertbare Silikatmarmor (u. a. Ophicalcite mit grünen Silikaten) auf Halde gekippt und im Laufe der Zeit durch Wellenschlag abgerollt.

Abb. 23: Ophicalcit (Silikatmarmor), Haldengeröll von Oaxen.

3. Mölnbö

Abb. 24: Der Marmor von Mölnbö (59.03709, 17.39822) ist ein Dolomitmarmor mit Serpentinmineralen und gehört zum Kolmården-Typ (Wik et al 2004). Das Vorkommen liegt 70 km von Kolmården entfernt. In der abgebildeten Probe ist Dolomit höchstens anteilig enthalten, denn das Gestein reagiert kräftig mit verdünnter Salzsäure.

4. Stora Vika

Der Zugang zum großen Marmor-Steinbruch von Stora Vika bei Nynäshamn wird trotz der Verbotsschilder offenbar geduldet (58.94469, 17.79227). Der Bruch war von 1948-1981 in Betrieb. In den 50er Jahren befand sich hier die größte schwedische Zementfabrik. Abgebaut wurde vor allem reiner und grobkristalliner Marmor. Der Marmor mit beigemengten Silikatmineralen (meist Glimmer) wurde aufgehaldet (Abb. 25). Weiterhin finden sich Ophicalcite (Abb. 27), Kalksilikatgesteine („Skarngneise“, Abb. 28) sowie grobkörnige Quarz-Feldspat-Pegmatite. Begrenzt wird das Vorkommen von Sörmland-Gneis (auch als Einschluss im Marmor) sowie Metabasiten.

Abb. 25: Marmor-Steinbruch von Stora Vika.

Abb. 26: Mittelkörniger Marmor mit Glimmermineralen (Stora Vika).

Abb. 27: Gleicher Stein, Nahaufnahme des Gefüges.

Abb. 28: gebänderter Ophicalcit (Silikatmarmor) von Stora Vika.

Abb. 29: Kalksilikatgestein („Skarngneis“) aus dem westlichen Teil des Bruches. Nach Shaikh et al 1989 fand man in diesen Gesteinen Serpentinminerale, Glimmer und Amphibol.

Literatur

WIK N-G, STEPHENS M B, SUNDBERG A 2004 Malmer, industriella mineral och bergarter i Stockholms län – Serie: Rapporter och meddelanden 117; 144 S., Uppsala, SGU, 2004. ISBN 91-7158-696-2.