Abb. 1: Ensemble aus fünf großen Blöcken des Boogardie-Orbiculits, gruppiert um einen Block aus archaischem Bändereisenerz (BIF), wahrscheinlich ebenfalls aus Westaustralien.
Wer sich für Orbiculite interessiert, kann im Berliner Tiergarten einen besonders attraktiven Vertreter dieser seltenen und exotischen Plutonite bewundern. Fünf große Orbiculit-Blöcke mit polierter Oberfläche befinden sich nördlich der Lenné-Straße (52.513267, 13.373827) und sind Teil des „Global Stone Projects“, einer Skulpturengruppe aus Werksteinen aus der ganzen Welt.
Der Boogardie-Orbiculit stammt aus Westaustralien, einem Steinbruch bei Boogardie Station, etwa 35 km westlich der Goldmine Mount Magnet (-28.061113, 117.484848). Es handelt sich um den weltweit wohl ältesten Orbiculit mit einem Alter von 2.692 Millionen Jahren, zugleich um den bisher einzigen bekannten Orbiculit auf diesem Kontinent. Das Vorkommen bildet einen flachen ovalen Körper von geschätzt 300 m Länge und maximal 15 m Mächtigkeit, eingebettet in einen etwas älteren Granodiorit bis Tonalit. Eine petrographische Beschreibung des Gesteins ist FETHERSTON 2010 zu entnehmen, s. a. BEVAN 2004 und BEVAN & BEVAN 2009.
Abb. 2: Polierte Oberfläche des Boogardie-Orbiculits. Die Orbicule liegen dicht gepackt, teilweise berühren sie sich. Oben erkennt man einen scharfen Übergang zum Wirtgestein, einer grobkörnigen Partie ohne Orbicule.Abb. 3: Partie mit weitgehend intakten Orbiculen in dichter Packung. Das Gestein ist von zwei Rissen durchzogen, die die Orbicule durchschlagen und gegeneinander verstellt haben: die jeweiligen Seiten passen nicht zueinander. Bildbreite 40 cm.Abb. 4: Stellenweise finden sich Partien, in denen die Orbicule besonders dicht liegen. Wahrscheinlich waren die Orbicule zur Zeit ihrer Bildung relativ beweglich innerhalb der Schmelze und haben sich später in dieser Zone gravitativ angereichert. Bildbreite 42 cm.
Die meisten der 5-10 cm großen Orbicule weisen ovale, nur einige wenige von ihnen nahezu kreisrunde Anschnitte auf. Darüber hinaus sind zahlreiche unregelmäßige Konturen oder Bruchstücke von Orbiculen erkennbar. Die Orbicule bestehen im Wesentlichen aus Plagioklas und Amphibol (Hornblende) und sind dioritisch zusammengesetzt. Ihre Kerne sind grob- bis mittelkörnig, im Falle von Grobkörnigkeit häufig als Cluster aus Diorit mit radial vom Zentrum ausgehenden Hornblende-Aggregaten. Manche Kerne scheinen lediglich aus einer Ansammlung dunkler Minerale (Amphibol) zu bestehen. Biotit tritt innerhalb der Schalen auf, im Kern ist er nicht erkennbar. Wahrscheinlich ermöglichten Konvektionsströme innerhalb der Magmakammer eine hohe Beweglichkeit der Orbicule, die sich zu diesem Zeitpunkt noch in einem plastischen Zustand befanden, weil sie oft verformt und teilweise zerbrochen sind. Schließlich scheinen sie sich mittels Schwerkraft abgesetzt zu haben (Abb. 4).
Abb. 5: Am Kontakt zum granodioritischen Nebengestein (rechts) sind die Orbicule weitgehend intakt und liegen etwas lockerer. Sie waren zum Zeitpunkt ihrer Bildung noch verformbar und bekamen durch gegenseitiges Aneinanderstoßen „Ecken“. Bildbreite 35 cm.
Soweit die Minerale auf der polierten Schnittfläche überhaupt bestimmbar sind, ist die Matrix hier ein mittel- bis grobkörniger Granodiorit bis Tonalit aus weißem Plagioklas, wenig rötlichem Alkalifeldspat, hellgrauem Quarz sowie Amphibol und Biotit als dunkle Minerale.
Abb. 6: Detailaufnahme einiger gut ausgebildeter Orbicule mit mehreren Schalen.
Gut ausgebildete Orbicule bestehen aus 5-7 konzentrischen Lagen (Schalen) unterschiedlicher Dicke. Bestimmende Minerale sind schwarze Hornblende und weißer, im grobkörnigen Kern auch leicht grünlicher Plagioklas. Die Kristallisation der länglichen Hornblende- und Plagioklas-Aggregate innerhalb der dickeren Schalen erfolgte radial, d. h. senkrecht zur Kugel- bzw. Ellipsoid-Oberfläche. In manchen Schalen erkennt man, dass die länglichen Hornblenden nach innen spitz zulaufen. Die dunkleren Außenschalen enthalten mehr Amphibol sowie etwas mehr Biotit.
Abb. 7: Orbicule mit grobkörnigem Kern und annähernd radial ausgerichteten Hornblende-Aggregaten, gefolgt von 5-6 konzentrischen Schalen unterschiedlicher Dicke, jeweils mit ebenfalls radial ausgerichteten Kristallen. Nass fotografiert.
Die konzentrischen Lagen (Schalen) der Orbicule sind das Ergebnis episodischer Kristallisationsereignisse, jeweils ausgelöst durch Veränderungen der physikalischen und chemischen Bedingungen innerhalb der Schmelze. Die radiale Anordnung der Mineralkörner in den Schalen lässt auf eine rasche Kristallisation unter den thermodynamisch günstigsten Bedingungen bei gleichzeitiger Armut an Kristallisationskeimen schließen, vergleichbar mit der Bildung radialer „Kristallite“ in Vulkaniten mit sphärolithischer Textur. Die radiale Ausrichtung der Minerale scheint immer mit der Bildung der folgenden Schale von neuem begonnen zu haben.
Abb. 8: Angewitterte Bruchfläche mit kontrastreich ausgebildeten Orbiculen.Abb. 9: Nahaufnahme eines einzelnen Orbiculs auf einer angewitterten Bruchfläche.
Die Entstehung der Orbicule steht im Zusammenhang mit einer dynamischen Kristallisationsgeschichte eines wahrscheinlich flüssigkeitsreichen und unterkühlten dioritischen Magmas (BEVAN 2004). Zufuhr von wässrigen Fluiden führte zu einer Unterkühlung des Magmas, bei der die gewöhnliche gleichkörnige Kristallisation verzögert und bereits vorhandene Kristallisationskeime zerstört wurden. Unterhalb des kritischen Punktes kristallisieren zunächst Plagioklas und Hornblende. Einmal begonnen, verläuft der Prozess recht schnell, weil für eine Kristallisation an einem bereits vorhandenem Festkörper weniger Energie erforderlich ist als zur Bildung von Kristallisationskeimen. Die konzentrischen Ringe entstanden nach und nach durch dynamische Kristallisation und lokalen Variationen in Temperatur und Sättigung der Minerale innerhalb der Schmelze. Zu diesem Zeitpunkt konnten sich die Orbicule wohl frei in der Schmelze bewegen, angetrieben durch Konvektionsströme innerhalb der Magmakammer. Einige Orbicule sammelten sich am „Boden“ der Magmakammer, andere blieben in der Matrix oder stießen sanft aneinander. Zuletzt erstarrte die Matrix und fixierte die Orbicule.
Abb. 10: Intakte und zerbrochene Orbicule in einer hellen und grobkörnigen Matrix, flankiert von mittel- und gleichkörnigen Partien des Wirtgesteins.Abb. 11: Eine jüngere Pegmatitader durchschlägt einzelne Orbicule. Bildbreite an der Basis 45 cm.Abb. 12: Einer der Blöcke zeigt eine scharfe Grenze heller und gebänderter kleinkörniger Partien zum Orbiculit. Auf der rechten Seite begrenzt ein Pegmatit den Orbiculit, gefolgt von einem inhomogenem Granodiorit (ganz rechts). Breite 125 cm.Abb. 13: Scharfe Grenze zwischen kleinkörnigem Plutonit und Orbiculit. Bildbreite 42 cm.Abb. 14: Aplitähnliche kleinkörnige Partie im Detail, Übergang in einen schriftgranitischen Pegmatit.Abb. 15: Grenze Orbiculit – tonalitischer Pegmatit, Bildbreite 28 cm.Abb. 16: Bändereisenerz mit polierter Partie im Zentrum des Ensembles, sehr wahrscheinlich auch aus Westaustralien. Breite ca. 1 m.Abb. 17: Die polierte Fläche lässt sich aufgrund der Reflektion des metallisch glänzenden Hämatits nicht gut fotografieren. Bildbreite ca. 25 cm.
BEVAN J 2004 Archaean orbicular granitoids from Boogardie, near Mt Magnet, in Western Australia – Dynamic Earth: Past, Present and Future: Geological Society of Australia, Abstracts 73, 17th Australian Geological Convention, Hobart, p. 252.
BEVAN J C & BEVAN A W R 2009 Nature and origin of the orbicular granodiorite from Boogardie Station, Western Australia: an ornamental stone of monumental proportions – The Australian Gemmologist vol. 23, p. 373–432.
FETHERSTON J M 2010 Dimension stone in Western Australia. Volume 2, Dimension stones of the southern, central western, and northern region. Geological Survey of Western Australia, Mineral Resources Bulletin 24, p. 35–43.
Abb. 1: Orbiculit von Slättemossa, Bildbreite 80 cm.
Zweifellos der Höhepunkt jeder Småland-Exkursion ist ein Besuch des Orbiculits von Slättemossa, gelegen etwa 3 km südlich von Järnforsen. Orbiculite sind seltene Plutonite mit einem exotischen Gefüge: in einer regellosen und grobkörnigen Grundmasse (Matrix) liegen zahlreiche runde bis ovale und feinkörnigere Aggregate (Orbicule) mit einem Durchmesser von mehreren (ca. 5-15) cm, die einen konzentrisch-schaligen Aufbau im Millimeter- bis Zentimetermaßstab aufweisen.
Das Gestein an der Lokalität Slättemossa, zuerst beschrieben von HOLST & EICHSTÄDT 1884 und BÄCKSTRÖM 1894, ist eines der wenigen bekannten Aufschlüsse von Orbiculiten in Schweden. Ein Waldweg mit dem Hinweisschild klotgranit (schwed.) führt zum ersten Aufschluss, ein zweiter befindet sich 50 m entfernt und konnte in der dichten Vegetation nur mit Mühe nach einiger Suche ausfindig gemacht werden. Das Vorkommen steht unter strengem Schutz, Probenahmen sind hier verboten!
Der Orbiculit von Slättemossa wird von LINDH & NÄSSTRÖM 2006 ausführlich beschrieben. Es handelt sich um einen Quarz-Monzodiorit, der geologisch zum Transskandinavischen Magmatitgürtel (TIB) gehört und ein ungefähres Alter von 1,81-1,77 Ga aufweist. Das Vorkommen liegt in unmittelbarer Nähe einer basischen Intrusion (Gabbro bis Diorit), die Grenze zu den etwas älteren Gesteinen des Oskarshamn-Jönköping-Gürtels (OJB) befindet sich nur wenige hundert Meter südlich.
Abb. 2: Verwitterte Oberfläche des Orbiculits, Bildbreite 65 cm. Das lebhafte Relief ist auf die bevorzugte Auswitterung der mafitreichen (biotitreichen) Schalen zurückzuführen.Abb. 3: Ein zweiter, wenige Quadratmeter großer Aufschluss zeigt eine scharfe Grenze zum quarzmonzonitischen Nebengestein. Hier ist die Verwitterung im Vergleich zu Abb. 2 deutlich weniger fortgeschritten. Bildbreite etwa 2 Meter.Abb. 4: Bildbreite 70 cm.
Die Orbicule weisen unregelmäßig eiförmige bis ellipsoide Umrisse sowie eine gewisse Einregelung auf. Nach LINDH 2006 könnte das flüssige Magma zwischen den noch verformbaren Orbiculen ausgepresst, diese in der Folge zusammengedrückt und durch magmatische Lamination eingeregelt worden sein.
Abb. 5: Einige Orbicule bekamen beim Aneinanderstoßen „Ecken“. Bildbreite 40 cm.Abb. 6: Eine Stelle des Gesteins wurde vom Flechtenbewuchs befreit. Die Orbicule besitzen hier einen weitgehend einheitlichen Aufbau.
Die grobkörnige Matrix besteht aus grünlichen Plagioklas, blassrotem Alkalifeldspat sowie Biotit und Amphibol als dunkle Minerale. Größere Quarzkörner sind nicht wahrnehmbar. Der Kern der Orbicule ist monzodioritisch (Plagioklas + Alkalifeldspat + dunkle Minerale) zusammengesetzt (LINDH 2009). Die 3-8 mm breiten Schalen der Orbicule sind deutlich feinkörniger als der Kern und zeichnen sich durch wechselnde Anteile an Feldspat und Mafiten aus. Die Grenze zwischen der ersten dunklen und hellen Schale ist scharf, ebenso der Übergang von äußerer Schale zur Matrix, ein Hinweis auf plötzlich veränderte Kristallisationsbedingungen innerhalb der Schmelze. Magnetit ist im Kern und den folgenden Schalen mit einem Handmagneten nicht nachweisbar, aber deutlich in der Außenschale und in der Matrix.
Der grob- bis mittelkörnige Kern der Orbicule (1) ähnelt im Mineralbestand der einbettenden grobkörnigen Matrix (5). Dem Kern folgt eine mafitreiche und feinkörnige Schale (2) mit scharfer Grenze zu einer helleren Schale (3). Die Grünfärbung in den Schalen, weniger aber im Kern der Orbicule sowie in der umgebenen Matrix, z. B. durch vergrünte Ca-reiche Plagioklase oder der Anwesenheit von Chlorit, lässt auf einen stärkeren Einfluss hydrothermaler Alteration während der Orbicul-Bildung schließen. Die helle Schale zeigt einen allmählichen Übergang in eine mafitreichere Außenschale (4), die zum Rand hin reicher an Biotit ist und sich scharf von der grobkörnigen Matrix (5) abgrenzt.
Abb. 8: Gleiches Orbicul, nass fotografiert.
Die Bildung der Orbicule ist auf eine episodische, konzentrisch um einen Kern erfolgte Kristallisation wechselnder Mengen Feldspat und dunkler Minerale unter veränderlichen Bedingungen in der Schmelze zurückzuführen (LINDH 2006). Ausgangspunkt ist die „normale“ Kristallisation der Kerne (1). Eine plötzliche Zufuhr von Volatilen (leichflüchtige Bestandteile wie Wasser oder CO2) erniedrigt den Liquidus (Punkt, an dem die Kristallisation einer Schmelze einsetzt) und unterbindet die weitere Kristallisation durch Zerstörung aller Kristallkeime. Abkühlung der Schmelze führt zu Bedingungen, unter denen die Kristallisation der ersten Schale erfolgt, unter Abnahme der Korngröße. Die scharfe Grenze zwischen erster dunkler und erster heller (plagioklasreicher) Schale (Abb. 7) lässt plötzliche Veränderungen der Kristallisationsbedingungen vermuten, kombiniert mit einer Verarmung mafischer Minerale in der Schmelze. Das Schmelzgleichgewicht verschiebt sich nach dem Verbrauch des Plagioklas-Überschusses wieder zugunsten einer Kristallisation von Plagioklas und mafischen Mineralen: die nächste Schale entsteht, gefolgt von einer dünnen Übergangszone. Schließlich bildete sich unter „normalen“ Kristallisationsbedingungen die grobkörnige Matrix.
Abb. 9: Orbiculit von Slättemossa, loser Stein vom Anstehenden, polierte Schnittfläche.Abb. 10: Nahaufnahme des linken Orbiculs mit kontrastreich abgesetzter Zonierung der Schalen.
Beim Übergang der ersten hellen zur nächsten Schale erkennt man senkrecht zur Orbicul-Oberfläche ausgerichtete dunkle Minerale. Diese radiale Textur weist auf eine rasche Kristallisation hin.
Abb. 11: Der Anschnitt des rechten Orbiculs zeigt mehr vom gleichkörnigen Kern.
Literatur
BÄCKSTRÖM H 1894 Tvenne nyupptäckta svenska klotgraniter – Geologiska Föreningens i Stockholm Förhandlingar 16, S. 107–130.
HOLST N O & EICHSTÄDT F 1884 Klotdiorit från Slättmossa, Järed socken, Kalmar län – Geologiska Föreningens i Stockholm Förhandlingar 7, S. 134-142.
LINDH A & NÄSSTRÖM H 2006 Crystallization of orbicular rocks exemplified by the Slättemossa occurrence, southeastern Sweden – Geol. Mag. 143 (5), 2006, S. 713-722. Cambridge University Press.
Abb. 1: Fundsituation des Orbiculits auf einer Halde mit Großgeschieben in der Kiesgrube Hohensaaten. Länge 42 cm.
Orbiculite gehören zu den seltensten Geschiebetypen. Für den Sammler kristalliner Geschiebe ist der Fund eines Orbiculits quasi der „Lottogewinn“. Die plutonischen Gesteine fallen durch ihr kurioses und attraktives Erscheinungsbild auf. Eingebettet in eine regellose und vergleichsweise grobkörnige Grundmasse (Matrix) liegen zahlreiche, meist eiförmige Aggregate (Orbicule), die einen konzentrisch-schaligen Aufbau im Millimeter- bis Zentimetermaßstab aufweisen und Durchmesser von ca. 5-15 cm erreichen. Die Seltenheit der Orbiculite erklärt sich durch die geringe Ausdehnung ihrer Vorkommen. Aus dem Einzugsgebiet der nordischen Inlandvereisungen sind einige von ihnen bekannt, eine weit höhere Anzahl blieb aber bisher unentdeckt. Der Autor (Marc Torbohm) hatte im April 2018 das Glück, ein Orbiculit-Geschiebe in der Kiesgrube Hohensaaten an der Oder (Ost-Brandenburg) zu finden und für 2,68 € zu erwerben, was dem gewöhnlichen Preis für 60 kg Überkorn entspricht. Der Fund von Hohensaaten wird in TORBOHM et al. 2022 (download) eingehend beschrieben, neben zwei weiteren weiteren Orbiculit-Geschieben aus Norddeutschland.
Abb. 2: Orbiculit von Hohensaaten, nass fotografiert.
Das Gestein enthält zahlreiche, in Form, Größe, Farbe, Textur und Aufbau variable Orbicule in dichter Packung. Die wenigsten Orbicule sind ideal kugelförmig, die meisten zeigen einen elliptischen Anschnitt, einige sind auch stärker deformiert. Dies ist auf eine plastische Deformation der noch duktilen Orbicule in der Schmelze zurückzuführen.
Abb. 3: Aufnahme unter Wasser (Bild: M. Bräunlich, kristallin.de).Abb. 4: Rückseite, Aufnahme unter Wasser (Bild: M. Bräunlich, kristallin.de).
Insgesamt sind etwa 50 Orbicul-Anschnitte erkennbar, die meisten davon größer als 5 cm. Ein einzelnes Orbicul erreicht eine Länge von 20 cm (Abb. 12). Innerhalb der Orbicule lassen sich ganz unterschiedliche Texturen und Mengenverhältnisse der beteiligten Minerale beobachten. Mehrheitlich besitzen sie einen einfachen Aufbau und bestehen aus einem größeren Kern sowie einer schmalen Schale. Orbicule mit komplexem Aufbau (Abb. 3, 4) weisen einen kleineren Kernbereich und mehrere konzentrische Schalen auf. Die einzelnen Schalen zeichnen sich durch unterschiedliche Korngrößen und Mengenanteile an Feldspat (Plagioklas) und Amphibol aus. Sowohl scharf zur Grundmasse begrenzte Ränder der Orbicule, als auch allmähliche Übergänge sind zu beobachten, manchmal auch an einem einzigen Orbicul.
Abb. 5: Detailaufnahme einiger Orbicule sowie der grobkörnigen Matrix.
Die grobkörnige Matrix besteht im Wesentlichen aus weißem, durch perthitische Entmischung auch leicht grauem bis bläulichem Alkalifeldspat (bis 20 mm), schwarzem Amphibol (Kristalle bis 10 mm) und ebenfalls weißem Plagioklas (erkennbar an der polysynthetischen Verzwilligung). Stellenweise sowie in Nestern ist etwas Glimmer erkennbar. Der Quarz ist z. T. gelblich verfärbt und sitzt in den Feldspatzwickeln (kristallisierte also zuletzt aus). Die Zusammensetzung der Matrix ist quarzmonzodioritisch bis quarzmonzonitisch.
Abb. 6: Im trockenen Zustand sind die Minerale der grobkörnigen Matrix gut erkennbar: weißer Alkalifeldspat (mit perthitischen Entmischungen), schwarzer Amphibol sowie farbloser und transparenter Quarz. Bild: M. Bräunlich, kristallin.de.Abb. 7: Auf der nassen Oberfläche ist zusätzlich etwas goldbrauner Biotit erkennbar. Bild: M. Bräunlich, kristallin.de.Abb. 8: Detailansicht einiger Orbicule, teilweise durch gegenseitige Berührung im plastischen Zustand deformiert.
Die Orbicule weisen einen mittelkörnigen Kern mit dioritischer Zusammensetzung auf (Amphibol + Plagioklas). Nach außen folgen kleinkörnige Schalen, die ebenfalls dioritisch zusammengesetzt sind (Plagioklas, Amphibol, Biotit) und sich von Orbicul zu Orbicul in Dicke, Körnigkeit und dem Mengenverhältnis Plagioklas/Amphibol unterscheiden. Die Zusammensetzung der Orbicule wurde durch eine dünnschliffmikroskopische Untersuchung bestätigt. An keinem der Orbicule lässt sich übrigens eine radiale Ausrichtung der Mineralbestandteile in den einzelnen Schalen beobachten, wie sie von vielen anderen Orbiculiten bekannt ist (s. Boogardie-Orbiculit im Berliner Tiergarten).
Abb. 9: Nahaufnahme eines Orbiculs mit deutlichem Schalenbau. Hier sind mindestens drei Schalen erkennbar, mit jeweils kleinen Unterschieden in Mineralgehalt und Korngröße.
Die unterschiedliche Zusammensetzung von Matrix und Orbiculen ist typisch für Orbiculite und steht im Zusammenhang mit wechselnden Kristallisationsbedingungen bei ihrer Entstehung. Im Fall des Orbiculits von Hohensaaten kristallisierten zuerst Plagioklas, Amphibol und etwas Quarz in wechselnden Mengen (quarzdioritische Zusammensetzung der Orbicule). Erst mit der finalen Kristallisation der Matrix kam es vermehrt zur Ausscheidung von Alkalifeldspat und Quarz (quarzmonzodioritische bis quarzmonzonitische Zusammensetzung). Im „Durchschnitt“ ist das Gestein nach der von der IUGS empfohlenen Klassifikation ein Quarz-Diorit bis Quarz-Monzonit.
Abb. 10: Nahaufnahme eines weiteren Orbiculs.Abb. 11: Orbicul mit undeutlich artikuliertem Kern und Schale.Abb. 12: Ein Bruchstück eines großen Orbiculs mit gleichkörnigem Kern und drei dunklen Schalen wurde nachfolgend von einer vollständigen feinkörnigen Schale umwachsen. Bild: M. Bräunlich, kristallin.de.Abb. 13: Nahaufnahme. Bild: M. Bräunlich, kristallin.de.
Orbiculite entstehen, vereinfacht gesagt, im Randbereich größerer Intrusionen unter besonderen Kristallisationsbedingungen. In einem noch weitgehend schmelzflüssigen Magma mit wenig Kristallisationskeimen kann es durch Injektion von Fluiden zu einer raschen Unterkühlung und damit zu einer Übersättigung bestimmter Minerale innerhalb der Schmelze kommen. Ein komplexes Zusammenspiel aus Temperatur, Druck und Fluiden kann für eine Zeitlang eine episodische Kristallisation steuern, die sich in der Ausscheidung wechselnder Mengen mafischer Minerale und Feldspat in Gestalt konzentrischer Schalen um bereits erstarrte Partien vollzieht. Dieses einfache Genesemodell unterscheidet von Fall zu Fall (MEYER 1989, 1997). LINDH & NÄSSTRÖM 2006 geben ausführliche Erläuterungen zur Entstehung des Orbiculits von Slättemossa (Südschweden).
Den wenigen bekannten und im Allgemeinen sehr kleinen Anstehendvorkommen von Orbiculiten in Nordeuropa steht eine weitaus größere Zahl von Geschiebefunden gegenüber. Insgesamt sind aus Schweden 16 (anstehend 5), Norwegen (incl. Spitzbergen) 5 (anstehend 5) und Finnland 94 (anstehend 31) Fundlokalitäten bekannt (BURGATH & MEYER 2012). Vor allem die in LATHI 2005 hervorragend dokumentierten Geschiebefunde aus Finnland belegen, dass es zahlreiche weitere und bisher unbekannte Vorkommen geben muss, sofern diese nicht vom Inlandeis vollständig abgetragen wurden. Als mögliches Liefergebiet von Orbiculit-Geschieben kommen auch die unter Wasser gelegenen Bereiche des svekofennischen Grundgebirges in der nördlichen Ostsee in Frage.
Eine Herkunftsbestimmung von Orbiculitgeschieben aus Norddeutschland, Dänemark, Polen oder den Niederlanden ist kaum möglich. Bisher konnte in keinem einzigen Fall eine petrographische Übereinstimmung mit Anstehendproben glaubhaft nachgewiesen werden, so auch nicht beim hier vorgestellten Orbiculit von Hohensaaten. In jedem einzelnen Orbiculit-Vorkommen ist mit einer breiten petrographischen Variabilität zu rechnen. BURGATH & MEYER 2012 beschreiben alle bis dahin bekannten Geschiebefunde von Orbiculiten aus Norddeutschland (5 Funde), Dänemark (2 Funde), den Niederlanden (3 Funde) und dem heutigen Westpolen (1 Fund). Hinzu kommt ein weiterer Fund durch JENSCH 2013 in den Arkenbergen im Nordosten Berlins sowie drei weitere Orbiculite (incl. des Fundes aus Hohensaaten), beschrieben von TORBOHM et al. 2022.
Abb. 14: Der Orbiculit von Hohensaaten war für einige im Mineralogischen Museum Hamburg als Dauerleihgabe aus der Slg. M. Torbohm ausgestellt und befindet sich nun in einer Hamburger Geschiebesammlung (Bild: M. Bräunlich, kristallin.de).
Literatur
BURGATH K P & MEYER K-D 2012 Orbiculite und ähnliche Geschiebe in Norddeutschland und Dänemark (Glacial erratics of Orbiculite and similar rocks in Northern Germany and Den-mark).- Archiv für Geschiebekunde 6 (4): 239-276. Eskola P 1938 On the esboitic crystallization of orbicular rocks.- Journal of Geology 46: 448-485.
FREIBERG T M 2021 Orbiculit vom Hubertsberg.- Ein rarer Geschiebefund aus der Kieler Bucht.- Mitteilungen der Naturforschenden Gesellschaft Mecklenburg 21: 9-10.
JENSCH J-F 2013 Ein Orbiculit von den Arkenbergen nördlich Berlin.- Geschiebekunde aktuell 29 (1): 29-31.
LAHTI S I [mit Beitr. von Raivio P & Laitakari I] 2005 Orbicular rocks in Finland.- 177 S.; Helsinki (Geological Survey of Finland).
LINDH A & NÄSSTRÖM H 2006 Crystallization of orbicular rocks exemplified by the Slättemossa occurrence, southeastern Sweden.- Geological Magazine 143 (5): 713-722.
MEYER H-P 1989 Zur Petrologie von Orbiculiten.- Dissertation der Fakultät für Bio- und Geowissenschaften der Universität Karlsruhe, 238 S.; Karlsruhe.
TORBOHM M, KALBE J, SCHNICK H, BRÄUNLICH M & OBST K 2022 Neufunde von Orbiculit-Geschieben in Norddeutschland [New records of glacial erratics of orbiculitic rocks] – Archiv für Geschiebekunde 8 (3): 149-166, 20 Abb., Hamburg/Greifswald Dezember 2022. ISSN 0963-2967.
Abb. 1: Mandelstein-Geschiebe von Gotland mit blassroten und grünen Mandeln.
Als Mandeln bezeichnet man Blasenhohlräume in Vulkaniten, die nachfolgend mit mineralischen Ausscheidungen aus zirkulierenden wässrigen Lösungen verfüllt wurden. Mandelstein ist eine Gefügebezeichnung, Mandelstein- oder auch amygdaloides Gefüge (amygda griech. Mandel) lässt sich bevorzugt in basischen, seltener in sauren Vulkaniten beobachten. Basaltische Mandelsteine sind ein auffälliger, häufiger und variantenreicher, durch ihr kontrastreiches Gefüge mitunter auch attraktiver Geschiebetyp. Funde lassen sich in der Regel keinem Vorkommen näher zuordnen. Leitgeschiebe mit Mandelsteingefüge sind der Ostsee-Syenitporphyr, einige Varianten des Rhombenporphyrs oder des Schonen-Lamprophyrs.
Abb. 2: Rotbrauner basaltischer Mandelstein mit weißen Calcit-Mandeln und grünlichen Partien (Ausscheidungen von Sekundärmineralen). Geschiebe von Fehmarn, trocken fotografiert.
1. Beschreibung
Basaltische Mandelsteine sind vergleichsweise schwer. Die feinkörnige Grundmasse der ursprünglich dunkelgrauen basaltischen Gesteine ist durch hydrothermale Alteration häufig rotbraun, violettgrau oder grünlich gefärbt. Grüne Farben deuten auf die Neubildung von Chloritmineralen, Epidot oder Amphibol (Aktinolith), rote oder grauviolette Farben auf Ausscheidungen von Hämatit. Die runden, gelegentlich auch länglichen, schlauchartigen oder verzweigten Blasenhohlräume sind mit weißen, schwarzen, grünen oder roten Sekundärmineralen verfüllt. Einige Mandelsteine weisen ein doleritisches Gefüge auf (feine Plagioklas-Leisten in der Grundmasse, Abb. 6), zusätzlich können größere weiße, rote oder grüne Feldspat-Einsprenglinge (Plagioklas) enthalten sein. Magnetit, ein regelmäßiger Bestandteil basaltischer Gesteine, lässt sich in den meisten Mandelsteinen infolge Oxidation während hydrothermaler Überprägung nicht mehr mit einem Handmagneten nachweisen.
Abb. 3: Rezentes Beispiel der Blasenbildung in einem Alkalibasalt. In der äußeren und kühleren Zone des Lavaergusses kommt es zur Entgasung und Bildung eines Blasenzuges, während in der heißeren Zone nur wenige, durch die anhaltende Bewegung der Lava ausgelängte Blasen entstehen. Bildbreite ca. 30 cm; La Gomera/Kanarische Inseln/Spanien.
Die Bildung von Gasblasen in einem vulkanischen Magma ist auf Druckentlastung beim Aufstieg der Schmelze zurückzuführen. Dabei kommt es zur Freisetzung der in der Schmelze gelösten Gase, vergleichbar mit dem Entweichen von Kohlensäure beim Öffnen einer Mineralwasserflasche. Die dabei entstehenden Blasenhohlräume können später mit Mineralen verfüllt werden.
Abb. 4: Blasenreiche Partie (Blasenzug) mit weißen Mandeln in einem grünlichgrauen basaltischen Gestein. Geschiebe aus der Kiesgrube Buchholz bei Prenzlau.
Die feinkörnigen Mandeln können aus einem einzigen Mineral oder einem Mineralgemisch bestehen. Nicht selten lassen sich konzentrische Mineralabfolgen beobachten (s. Makroaufnahme Abb. 50). Während die Bildung von Quarz, Chalcedon, Achat, Jaspis, Calcit und Chlorit in einem breiten Temperaturbereich erfolgt, gibt es faziesspezifische Minerale (z. B. Pumpellyit), die aber nur mikroskopisch bestimmbar sind. Eine Ausnahme mag für Prehnit gelten, der unter günstigen Umständen auch von Hand erkennbar ist (s. u. Prehnit-Mandelstein, Abb. 34-40).
Weiße Mandeln bestehen aus Quarz, Chalcedon (massig-dicht, häufig bläulich, Abb. 25, 44-46) oder Karbonaten (Calcit). Farbloser und transparenter Quarz kann auch etwas gröber kristallisiert sein. Calcit lässt sich mittels Säuretest nachweisen. Größere Calcite zeigen eine deutliche Zwillingsstreifung parallel zur Spaltbarkeit (Abb. 14). Als weiteres farbloses Mineral können Zeolithe auftreten (z. B. im Schonen-Lamprophyr). Zeolithe reagieren nicht auf HCl, sind aber im Unterschied zu Quarz und Chalcedon mit dem Messer ritzbar. Weißer, roter oder orangefarbener Achat ist an seiner charakteristischen Bandtextur erkennbar (siehe Abschnitt achatführende Mandelsteine).
Grüne bis schwarzgrüne Mandeln weisen auf Minerale der Chloritgruppe, Klinozoisit oder Aktinolith hin. Aktinolith kann bereits unter grünschieferfaziellen Bedingungen entstehen und gelegentlich erkennbar faserig ausgebildet. Prehnit ist transparent und blassgrün gefärbt (Abb. 33). Epidot bildet feinkörnige und apfelgrüne Pigmente, manchmal auch strahlige Aggregate (Abb. 17). Größere Feldspat-Einsprenglinge (Plagioklas) können von durch hydrothermale Alteration stark verändert sein. Neben der Umwandlung in Serizit (feinste Schüppchen von Hellglimmer) sind vergrünte, mitunter auch hellgrüne und „prehnitisierte“ Plagioklase zu beobachten (Abb. 37).
2. Vorkommen und Anstehendproben
Geschiebefunde basaltischer Mandelsteine lassen sich, bis auf einige Varianten des Oslo-Basaltmandelsteins, keiner näheren Herkunft zuordnen. Allenfalls eine grobe Unterscheidung mehrerer Lithotypen ist möglich („Ostsee-Melaphyr-Mandelstein“, „Prehnit-Mandelstein“, achatführende Mandelsteine). Verglichen mit dem Variantenreichtum basaltischer Mandelsteine-Geschiebe sind bisher nur wenige und meist kleine anstehende Vorkommen aus dem Oslograben, Dalarna, Smaland und Schonen bekannt. Gehäufte Geschiebefunde auf Gotland deuten auf ein größeres Vorkommen südlich von Stockholm, am Grund der Ostsee hin (Abb. 18, s. a. skan-kristallin.de). Von dort stammen wahrscheinlich die meisten der als „Ostsee-Melaphyr-Mandelstein“ bezeichneten Geschiebetypen sowie calcitzementierte basaltische Brezien.
Abb. 5: Geschiebe von Gotland. Links oben ein basaltischer Mandelstein, links unten ein Brauner Ostsee-Quarzporphyr. Beide Gesteinstypen kommen auf der Insel häufig vor. Foto: G. Engelhardt.
Ein Teil der Mandelstein-Geschiebe dürfte aus basaltischen Intrusionen innerhalb der weit verbreiteten Vorkommen „Jotnischer“ Sandsteine stammen. Basaltische Mandelsteine mit schwarzen Mandeln sind vom Öje-Basalt in Dalarna bekannt (s. a. skan-kristallin.de).
Abb. 6: Öje-Basalt mit Mandelstein-Gefüge (Anstehendprobe von Öje/Dalarna. leg. D. Andres).
Am Ortsausgang von Nässja (Småland) steht ein winziges Vorkommen eines metamorph überprägten und etwa 1,7 Ga alten basaltischen Mandelsteins an. In ganz Småland finden sich so gut wie keine Mandelsteine als Nahgeschiebe.
Abb. 7: Grauer basaltischer Mandelstein von Nässja (Småland), Aufnahme unter Wasser. Die weißen Mandeln wurden durch metamorphe Überprägung ausgelängt.
In Schonen stiegen im Karbon und Perm basische Gesteine auf, drangen als Gänge und Sills in das kristalline Grundgebirge und paläozoische Sedimentgesteine ein und unterlagen teilweise einer intensiven hydrothermalen Alteration. Ein Beispiel ist der Frualid-Mandelstein, der östlich von Övedkloster als steiler Bergrücken aufgeschlossen ist.
Abb. 8: Frualid-Mandelstein, Anstehendprobe, östlich von Övedkloster (Schonen).
3. Geschiebefunde
Die folgenden Geschiebefunde illustrieren exemplarisch den Variantenreichtum basaltischer Mandelsteine. Dabei wird auch auf einige in der Geschiebekunde verwendete und teilweise veraltete Bezeichnungen für bestimmte Mandelstein-Lithotypen eingegangen.
Abb. 9: Grauer Mandelstein mit größeren und gelblich verfärbten Feldspat-Einsprenglingen (Plagioklas). Kiesgrube Hoppegarten bei Müncheberg (Brandenburg), Aufnahme unter Wasser.Abb. 10: Nahaufnahme. Die kleinen dunklen Mandeln weisen einen hellen Reaktionssaum auf.Abb. 11: Oslo-Basaltmandelstein mit schwarzen Pyroxen-Einsprenglingen, schlanken Plagioklas-Leisten und hellen, teilweise mit grünem Epidot gefüllten Mandeln. Geschiebe von Nørre Vorupør, Dänemark, Slg. E. Figaj.Abb. 12: Rotbrauner Mandelstein mit weißen, roten und schwarzgrünen Mandeln. Kiesgrube Hohensaaten (Brandenburg), Aufnahme unter Wasser.Abb. 13: Mandel mit schlauchförmigen Fortsätzen und zonierter Mineralabfolge in einem grauen Basaltmandelstein. Geschiebe aus der Kiesgrube Althüttendorf (Brandenburg), Aufnahme unter Wasser.Abb. 14: Mandelstein mit Calcit-Mandeln und epidotisierten (grünen) Feldspäten in der Grundmasse. Geschiebe von Hohenfelde, östlich von Kiel.Abb. 15: Bruchfläche eines Geschiebes; die schwarzen Mandeln sind offensichtlich härter als das basaltische Gestein. Kiesgrube Hoppegarten, leg. G. Ramm.Abb. 16: Nahaufnahme. Die konkaven Vertiefungen auf der Außenseite der Mandel weisen auf eine „Alterung“ und „Schrumpfung“ (Volumenabnahme) der dunklen Minerale (vermutlich Chlorit) infolge Wasserabgabe hin.Abb. 17: Radialstrahlige Epidot-Aggregate in einem basaltischen Mandelstein. Kiesgrube Hohensaaten, nass fotografiert.Abb. 18: Blasenreicher basaltischer Mandelstein mit Ausscheidungen eines roten und hornsteinartig-dichten Materials (Jaspis). Geschiebe von Nienhagen bei Rostock, Aufnahme unter Wasser.Abb. 19: Dunkle Mandeln mit hellen Säumen aus radialstrahligem und feinfaserigem Calcit in einem basaltischen Mandelstein. Kiesgrube Hohensaaten, Aufnahme unter Wasser.Abb. 20: Grüner Mandelstein mit roten Feldspat-Einsprenglingen, trocken fotografiert. Kiesgrube Teschendorf bei Oranienburg (Brandenburg).Abb. 21: Gleicher Stein, polierte Schnittfläche.Abb. 22: Nahaufnahme der zonierten Mandeln mit unterschiedlicher Mineralisation (Chlorit, Chalcedon, Prehnit?). Die hellen Höfe sind vermutlich die Folge einer Stoffwanderung von der Grundmasse in die Mandeln unter Mitwirkung metasomatischer Vorgänge.Abb. 23: Graugrüner, von zahllosen schwarzgrünen Mandeln durchsetzter basaltischer Mandelstein. Geschiebe von Misdroy (Polen), Aufnahme unter Wasser.Abb. 24: Basaltischer Mandelstein mit intensiv grüner Grundmasse und weißen, grünen sowie roten Mandeln. Polierte Schnittfläche, Geschiebe aus der Kiesgrube Penkun (Vorpommern).Abb. 25: Hell grünlichgrauer Mandelstein mit dunklen Mandeln. Links unten eine einzelne Mandel mit bläulichem Chalcedon. Strand von Misdroy (Polen).Abb. 26: Kleines Mandelstein-Geschiebe mit dunklen Mandeln, umgeben von hellen Reaktionssäumen. Kiesgrube Hoppegarten bei Müncheberg (Brandenburg), Aufnahme unter Wasser.
3.1. Ostsee-Melaphyr-Mandelstein
Melaphyr ist eine veraltete Bezeichnung für Basalte, die mindestens paläozoisches Alter aufweisen (Paläobasalt). In der Geschiebekunde wird die Bezeichnung Ostsee-Melaphyr-Mandelstein gelegentlich noch für basaltische Mandelstein-Geschiebe verwendet, die sich durch eine violettgraue bis rötliche Grundmasse auszeichnen und mit Calcit, Quarz oder grünen Mineralen (Chlorit) gefüllte Mandeln enthalten. Vermutet wird ein größeres Vorkommen dieser Gesteine südlich von Stockholm am Grund der Ostsee (RUDOLPH 2017: 154). Der Mandelstein-Typ ist auf Gotland gehäuft als Nahgeschiebe anzutreffen (Abb. 1, 5).
Abb. 27: Basaltischer Mandelstein („Ostsee-Melaphyr-Mandelstein“). Geschiebe von Altenteil (Fehmarn), Aufnahme unter Wasser. Rotbraune bis rote Grundmasse mit Ausscheidungen von Hämatit und grünen (chloritisierten) Partien. Die Mandeln bestehen aus Calcit (vgl. Abb. 2).
3.2. Spilit-Mandelstein
Spilite sind basaltische Gesteine, entstanden durch untermeerischen Vulkanismus an einem aktiven Plattenrand in einer ozeanischen Riftzone. Niedrig metamorphe Bedingungen unter Mitwirkung metasomatischer Prozesse (sog. Ozeanboden-Metamorphose) führten zu einer starken hydrothermalen Überprägung („Vergrünung“) der Gesteine. Dabei wird Ca-reicher Plagioklas unter Beteiligung von Na-reichen Meerwasser durch Na-reichen Albit ersetzt und freigesetztes Ca als Calcit ausgeschieden. Spilite sind im Grunde genommen nur im anstehenden Gesteinsverbands oder mittels Dünnschliffuntersuchung identifizierbar und unterscheiden sich kaum von „gewöhnlichen“ vergrünten Basalten. Die Bezeichnung „Spilit-Mandelstein“ sollte daher bei der Ansprache von Geschieben mit Vorsicht verwendet werden. Stark hydrothermal veränderte Mandelsteine wie in Abb. 29-32 ähneln zumindest makroskopisch Spilit-Mandelsteinen, wie sie z. B. aus dem Harz bekannt sind (Abb. 28). Kennzeichen der Spilite sind Fließgefüge, interne Brekziierung, ein hoher Calcit-Gehalt und wenig oder gar keine Feldspat-Einsprenglinge.
Abb. 28: Spilitische Mandelstein-Brekzie aus dem Harz. Die graugrünen und sehr hellen Klasten, hauptsächlich Mandelsteine, weisen eine unregelmässige, teils bizarre Gestalt auf. Loser Stein von einer Halde am Büchenberg bei Elbingerode (Harz), Aufnahme unter Wasser.Abb. 29: Brekzie mit grünen Mandelstein-Fragmenten (Spilit-Mandelstein?). Polierte Schnittfläche eines Geschiebes aus der Kiesgrube Damsdorf/Bochow bei Lehnin (Brandenburg), leg. D. Lüttich.Abb. 30: Nahaufnahme. Größere Bruchstücke grüner Mandelsteine liegen in einer durch Calcit zementierten Matrix aus vielen kleinen GesteinsfragmentenAbb. 31: Stark alterierter Mandelstein (Spilit-Mandelstein?), Geschiebe von der Halbinsel Wustrow bei Rerik, Aufnahme unter Wasser.Abb. 32: Gleicher Stein, polierte Schnittfläche.
3.3. Prehnit-Mandelstein
Prehnit ist eine typisch subgrünschieferfazielle Mineralbildung (auch Prehnit-Pumpellyit-Fazies) in basischen Gesteinen. ESKOLA 1933, 1934 beschreibt Mandelstein-Geschiebe aus Ostpreussen und Litauen, die Prehnit-Mandeln, bisweilen auch „prehnitisierte“ Plagioklas-Einsprenglinge enthalten. Ein anstehendes Vorkommen ist nicht bekannt und wird am Grund der Ostsee vermutet.
In charakteristischer Ausbildung ist Prehnit ein durchsichtiges bis durchscheinendes, glasglänzendes und blassgrünes Mineral, das kugelige bis halbkugelige Aggregate mit radialstrahligem oder fächerförmigem Aufbau bildet (Abb. 33). Diese sog. „Prehnit-Sonnen“ sind in Geschieben am besten auf einer frischen Bruchfläche erkennbar, treten aber nur vereinzelt auf. Häufiger bildet Prehnit körnige und kristalline Massen in Vergesellschaftung mit Quarz, Calcit und/oder etwas apfelgrünem Epidot, wobei Quarz oft den zentralen Teil der Mandeln ausfüllt. Die feinkörnige dunkelrotbraune Grundmasse der Prehnit-Mandelsteine kann auch doleritisches Gefüge aufweisen. Größere Plagioklas-Einsprenglinge können vollständig in hellgrünen Prehnit umgewandelt sein (Pseudomorphosen von Prehnit nach Plagioklas).
Abb. 33: Hellgrüner Prehnit aus Namibia in radialstrahliger Ausbildung („Prehnit-Sonne“), begleitet von apfelgrünem Epidot. Slg. E. Figaj.Abb. 34: Prehnit-Mandelstein mit rotbrauner Grundmasse, Aufnahme unter Wasser. Fundort: Preschen, Warthe-Grundmoräne (Brandenburg), leg. F. Mädler (Forst).Abb. 35: Gleicher Stein, Nahaufnahme. Die hellgrünen Mandeln umgibt ein Rand aus gelbgrünem Epidot.Abb. 36: Stark alterierter und grauer Basaltmandelstein mit „prehnitisierten“ Feldspat-Einsprenglingen. Aufnahme unter Wasser; Kiesgrube Hohensaaten (Brandenburg).Abb. 37: Gleicher Stein, Nahaufnahme der polierten Schnittfläche.
Abb. 38-40 zeigt einen grauen Mandelstein mit Prehnit- und Achatmandeln. In Abb. 39 sind strahlige Mineralaggregate erkennbar, wahrscheinlich Prehnit. Andere Mandeln sind im Zentrum mit hellem Bandachat, außen mit Prehnit und Epidot gefüllt (Abb. 40). Geschiebe von Dranske (Rügen), polierte Schnittfläche, Slg. F. Wilcke (Wittstock).
Abb. 38: Prehnit-Mandelstein
Abb. 39: Nahaufnahme
Abb. 40: Nahaufnahme
3.4. Achatführende Mandelsteine
Gelegentlich findet sich in den ehemaligen Blasenhohlräumen basaltischer Gesteine Achat, eine mikrokristalline Quarz-Variante, erkennbar an seiner charakteristischen Bandtextur. Schönheit und Formenreichtum der Achate erschließen sich erst mit Hilfe einer Lupe, weil die Mandeln in der Regel einen Durchmesser von wenigen Millimetern erreichen, Achate über 1 cm sind die Ausnahme. Achat tritt häufig zusammen mit Chalcedon auf, der milchig-weiß, hellgrau oder bläulich getönt und massig ausgebildet ist. Geschiebe-Achate sind meist hell, seltener rot gefärbt. Aus dem Einzugsgebiet der nordischen Inlandvereisungen kennt man bisher nur wenige anstehende Vorkommen (Abbildung eines Öje-Basalts mit rotem Achat als Hohlraumfüllung in SMED 2002: 127).
Abb. 41: Grüner basaltischer Mandelstein mit zonierten und unterschiedlich mineralisierten Mandeln. Polierte Schnittfläche, Geschiebe aus der Kiesgrube Penkun (Vorpommern).Abb. 42: Einige der Mandeln enthalten orangeroten Bandachat.Abb. 43: Nahaufnahme eines basaltischen Mandelsteins, links im Bild eine Mandel mitsphärischen Achat-Aggregaten. Polierte Schnittfläche, Geschiebe aus der Kiesgrube Waltersdorf bei Berlin, Aufnahme unter Wasser.
Abb. 44-46: Mandelstein mit bläulich-weißem Chalcedon und rotem Bandachat. Strandgeröll von Misdroy (Westpolen), polierte Schnittfläche, Aufnahme unter Wasser. Das Gestein wurde hydrothermal stark überprägt und ist von zahlreichen Rissen durchzogen. Einige Mandeln sind mit weißem bis rotbraunem Achat gefüllt.
Abb. 44: Basaltmandelstein mit Achat und Chalcedon
Abb. 45: Nahaufnahme
Abb. 46: Nahaufnahme
Abb. 47: Basaltischer Mandelstein mit dunklen und hellen zonierten Mandeln, Einschlüssen von Fremdgesteinen und rotem Bandachat. Polierte Schnittfläche, Geschiebe aus der Kiesgrube Fresdorfer Heide bei Potsdam, Slg. G. Engelhardt.Abb. 48: Nahaufnahme der Mandeln, darunter eine rote Achatmandel.Abb. 49: Nahaufnahme einer rotbraunen Achatmandel (Bild: T. Langmann).Abb. 50: Nahaufnahme eines Xenoliths und einer mehrfach zonierten Mandel mit grünen und schwarzen Sekundärmineralen (Bild: T. Langmann).Abb. 51: Nahaufnahme einer größeren Achat-Mandel in einem basaltischen Gestein. Achat bildet im unteren Teil eine planare Lagentextur („geologische Wasserwaage“), im oberen Teil sphärische Aggregate aus. Polierte Schnittfläche, Geschiebe von Dranske, Slg. F. Wilcke (Wittstock).Abb. 52: Porphyrischer Basalt mit roten Feldspat-Einsprenglingen und wenigen Mandeln, einige davon gefüllt mit bläulichem Chalcedon oder weißem Achat. Polierte Schnittfläche, Geschiebe aus der Kiesgrube Horstfelde, leg. D. Lüttich.Abb. 53: Nahaufnahme einer Mandel mit weißem Achat, im Zentrum kristalliner Quarz.
3.5. Basaltische Brekzien
Im Zusammenhang mit den basaltischen Mandelsteinen wird eine Reihe von Geschiebefunden basaltischer Brekzien vorgestellt. Zumindest ein Teil von ihnen stammt wahrscheinlich aus dem gleichen, zwischen Stockholm und Gotland vermuteten Unterwasservorkommen wie der „Ostsee-Melaphyr-Mandelstein“ (Abb. 27). In der Regel handelt es sich um klastengestützte und monomikte Brekzien. Neben basaltischen Gesteinen ohne Einsprenglinge können auch Mandelsteine enthalten sein. Die Verkittung der meist einfarbigen Fragmente (grau, violettgrau, rotbraun oder grün) erfolgt meist durch einen Calcitzement. Bunte Brekzien sind seltener.
Abb. 54: Basaltische Brekzie; kantige Fragmente basaltischer Gesteine mit und ohne Mandeln, verkittet durch einen Calcit-Zement. Bildbreite 50 cm, Geschiebe aus der Kiesgrube Penkun (Vorpommern).
Eine Fragmentierung basaltischer Vulkanite kann auf unterschiedliche Weise erfolgen: durch pyroklastischen Auswurf; Zerbrechen durch Abkühlung und Kontraktion; durch (vulkano)tektonische Vorgänge; Fragmentierung bei Kontakt von Lava mit Meerwasser. Sind die Fragmente einfarbig und passen wie in einem Puzzlespiel zueinander, dürfte es sich um Autobrekzien, d.h. in situ zerbrochene Vulkanite handeln (Abb. 55). Die meisten der klastengestützten Geschiebe-Brekzien sind Autobrekzien. Pyroklastische Ablagerungen zeichnen sich durch unterschiedliche, teilweise gerundete Klasten des gleichen Gesteinstyps aus. Submarine Laven (Spilite) und Vulkanoklasten sind durch eine intensive Alteration und Grünfärbung gekennzeichnet (Abb. 28). Oftmals lässt sich allein durch Anschauung von Geschiebefunden keine nähere Aussage zur Entstehung treffen.
Abb. 55: Rezentes Beispiel: Basaltische Vulkanoklasten, verbunden durch einen Calcit-Zement, der die Zwischenräume nur unvollständig ausgefüllt. Die rundlichen Formen der Vulkanoklasten weisen auf eine Eruption unter Wasser hin. Bildbreite 42 cm; Playa de Guariñen, Taguluche, La Gomera, Kanarische Inseln.Abb. 56: Vulkanoklastische Brekzie mit basaltischen Gesteinen, verkittet durch einen rot pigmentierten Calcit-Zement. Kiesgrube Miodowice (Westpolen), Aufnahme unter Wasser.Abb. 57: Basaltische Brekzie mit einem hellgrünen Mineral als Zement, wahrscheinlich Prehnit. Geschiebe von Misdroy (PL), Aufnahme unter Wasser.Abb. 58: Basaltische Brekzie, wahrscheinlich in situ zerbrochen (die Klasten passen teilweise zueinander). Die Risse sind mit einem Zement aus Calcit und hellgrünem Epidot verfüllt. Kiesgrube Horstfelde, Aufnahme unter Wasser.Abb. 59: Basaltische Brekzie mit rotbraunen Fragmenten, feinkörnigem Zement und weißem Calcit. Polierte Schnittfläche, Kiesgrube Fresdorfer Heide bei Potsdam, leg. G. Engelhardt.Abb. 60: Basaltische Brekzie, oberflächlich durch Verwitterung ausgebleichte basaltische Lithoklasten in einer basaltischen Matrix. Kiesgrube Schweinrich, Slg. F. Wilcke (Wittstock).Abb. 61: Brekzie mit basaltischen Lithoklasten, darunter auch Mandelsteine, und einer sehr feinkörnigen, braunen Matrix. Aufnahme unter Wasser, Geschiebe aus der Kiesgrube Niederlehme bei Berlin.
Abb. 62-63: Matrixgestützte Brekzie aus grünen und rotbraunen basaltischen Mandelsteinen, verkittet durch einen Zement aus hellem Calcit und grünen Sekundärmineralen. Geschiebe von Hökholz, Slg. E. Figaj, Aufnahme unter Wasser.
Abb. 62: Basaltische Brekzie
Abb. 63: Rückseite
Abb. 64: Matrixgestützte basaltische Mandelstein-Brekzie, zum größeren Teil aus einer grünen und epidothaltigen Matrix bestehend. Geschiebe von Hökholz, Slg. E. Figaj, Aufnahme unter Wasser.Abb. 65: Basaltische Brekzie aus stark alteriertem basaltischem Mandelstein (links) und braunen, feinkörnigen, teils kantengerundeten Fragmenten. Polierte Schnittfläche, Geschiebe von einem Strand S Aarhus (DK), leg. T. Brückner.Abb. 66: Nahaufnahme eines ausgebleichten Mandelstein-Fragments.
4. Literatur
ESKOLA P 1933 Tausend Geschiebe aus Lettland – Annales Academiae Scientiarum Fennicae (A) 39 (5): 1-41, 9 Abb., 2 Tab., Helsinki.
ESKOLA P 1934 Prehnite amygdaloid from the bottom of the Baltic. – Bulletin de la Commission géologique de Finlande 17 (104) und Comptes Rendus de la Société géologique de Finlande 8 (8): 132-143, 7 Abb., Helsinki.
RUDOLPH F 2017 Das große Buch der Strandsteine – Wachholtz-Verlag – Murmann Publishers, Kiel/Hamburg.
VINX R 2011 Gesteinsbestimmung im Gelände – 480 S., 418 Abb., 3. Auflage Spekrum Akademischer Verlag Heidelberg.
Abb. 1: Järeda-Granit mit blassrotem Alkalifeldspat und schlierigen Blauquarz-Aggregaten. Anstehendprobe aus einem Straßenaufschluss bei Järeda (S41), Aufnahme unter Wasser.
Nur wenige Gefügevarianten unter den Småland-Graniten lassen sich einem näheren Herkunftsgebiet zuordnen. Ein Leitgeschiebe für das mittlere Småland ist der Järeda-Granit (HOLST 1885, VINX 1999). Der grobkörnige Granit besteht im Wesentlichen aus Blauquarz und blassrotem bis graurotem Alkalifeldspat, wobei die Färbung im Handstück weitgehend einheitlich ist. Die Alkalifeldspäte sind von annähernd parallel verlaufenden, mit dunklen Mineralen verfüllten Rissen durchzogen, ein charakteristisches Erkennungsmerkmal des Järeda-Granits. Sie entstanden in Folge einer tektonischen Deformation, die sich auch insgesamt durch ein gerichtetes, manchmal fast gneisartiges Mineralgefüge („Gneisgranit“) äußert.
Alkalifeldspat erreicht eine Größe von 1 cm und ist undeutlich, teils augenförmig konturiert. Neben hellroten Farbtönen kommen auch gelblichbraune und klar rote Granite vor (Abb. 5). Quarz, meist milchig blau, seltener weiß oder hellgrau, bildet schlierige Aggregate und ist stellenweise zuckerkörnig ausgebildet. Plagioklas ist unauffällig und auf der Außenseite von Geschieben weiß. Er findet sich eingewachsen im Kalifeldspat, gelegentlich auch als partieller oder vollständiger Saum um einzelne Alkalifeldspäte (Abb. 6). Risse innerhalb der Alkalifeldspäte können zahlreich oder nur in einzelnen Individuen auftreten. Sie sind mit feinschuppigem Biotit verfüllt (VINX 2016). Teilweise lässt sich ein intensiver Glanz dieser dunklen Minerale auf der Bruchfläche beobachten, was auf zusätzlich enthaltene Hornblende hinweisen könnte. Darüber hinaus findet sich Biotit in kleineren Ansammlungen im Gestein.
Abb. 2: Die Nahaufnahme der Probe in Abb. 1 zeigt die feinen, subparallelen Risse innerhalb der Alkalifeldspäte und die trüben und xenomorphen Blauquarz-Aggregate.
Die in SMED & EHLERS 2002 verwendete Bezeichnung Mariannelund-Granit ist missverständlich. Das etwa 500 km2 große Järeda-Massiv liegt 20 km südlich davon, zwischen Järnforsen, Pauliström, Hultsfred und Målilla. Zudem kommen um Mariannelund andere Granite vor. Der Järeda-Granit ist ein häufiger Fund in Geschiebevergesellschaftungen mit viel SE-schwedischem Material. Verwechslungsmöglichkeiten mit anderen Småland-Graniten bestehen nicht. Allerdings treten Granite, in denen Alkalifeldspäte mit mafischen Mineralen gefüllte Risse aufweisen, vereinzelt auch an anderen Lokalitäten auf (Abb. 14).
Abb. 3: Das Massiv des Järeda-Granits im Westen von Kalmar län. Geologische Übersichtskarte, verändert nach WIK et al 2005.Abb. 4: Järeda-Granit mit hellgrauem Quarz, Anstehendprobe (S113), Aufnahme unter Wasser.Abb. 5: Roter Järeda-Granit vom nordwestlichen Rand des Järeda-Granitgebiets (See Linden). Bild und Probe T. Langmann.
Geschiebefunde
Abb. 6: Järeda-Granit, großer Block im Findlingslager Steinitz (Tagebau Welzow-Süd, Brandenburg).Abb. 7: Järeda-Granit, Kiesgrube Teschendorf bei Oranienburg. Bildbreite 22 cm.Abb. 8: Järeda-Granit; nur wenige Alkalifeldspäte sind von mafitgefüllten Rissen durchzogen. Kiesgrube Althüttendorf (Brandenburg). Breite 13 cm.Abb. 9: Järeda-Granit mit rotem Alkalifeldspat vom Strand bei Misdroy (PL), Aufnahme unter Wasser.Abb. 10: Järeda-Granit mit lebhaftem Blauquarz am Strand von Westermarkelsdorf/Fehmarn.Abb. 11: Järeda-Granit, Kiesgrube Teschendorf bei Oranienburg, Breite 15 cm.Abb. 12: Im Findlingsgarten Nochten befindet sich ein großer Block eines Järeda-Granits, der geschnitten, aber nicht poliert wurde.Abb. 13: Erst nach dem Anfeuchten zeigt sich das charakteristische Gefüge. Bildbreite 14 cm.Abb. 14: Mit Mafiten gefüllte Risse innerhalb der Alkalifeldspäte treten auch in Graniten aus anderen Gebieten auf. Detailaufnahme eines Nahgeschiebes aus Eldstorp (N Eksjö) im nördlichen Småland, nass fotografiert.
Probenverzeichnis
S41: Järeda-Granit, Straßenaufschluss an der Straße 47, 7 km E Järeda, 4 km WNW Mållila (57.39972, 15.71805).
S113: Järeda-Granit, Straßenaufschluss an der Strecke Kvillfors-Pauliström; 2,5 km N Kvillfors; T. Langmann leg. (57.42935, 15.49602).
Literatur
HOLST N O 1885 Beskrifning till kartbladet Hvetlanda. SGU. Ser Ab. N. 8. Stockholm.
SMED P & EHLERS 2002 Steine aus dem Norden – Bornträger-Verlag Stuttgart, 1. Auflage 1994, 2. Auflage 2002.
VINX R 1999 Der Järeda-Granit als Leitgeschiebe: Ein roter Småland-Granit mit spezifischen Merkmalen [Järeda-Granite as Glacial Indicator: A Red Småland Granite with Specific Characteristics] – Archiv für Geschiebekunde 2 (9): 687-696, 3 Abb., 1 Tab., Hamburg.
WIK NG, BERGSTRÖM U, BRUUN A et al 2005 Berggrundskartan Kalmar län – 1:250 000, Sveriges geologiska undersökning serie Ba nr 66.
Abb. 1: Einschlussführender Diabas mit feinkörniger Grundmasse. Das Gestein enthält abgerundete Xenolithe von Alkalifeldspat und eckige Quarz-Feldspat-sowie Quarz-Fragmente. Polierte Schnittfläche eines Geschiebes aus der Kiesgrube Niederlehme bei Berlin.AAbb. 2: Die runden Feldspäte sind stark alteriert, teilweise auch zoniert durch wechselnde Anteile dunkler Minerale, die vermutlich infolge von Reaktionen mit dem heißen basischen Magma entstanden.
Beim Aufstieg basaltischer Magmen aus dem Erdmantel oder von der Mantel-Kruste-Grenze können Teile des Nebengesteins mitgerissen und als Einschlüsse im basischen Gestein konserviert werden. Im nordischen Grundgebirge und als Geschiebe sind solche „einschlussführenden Diabase“ weit verbreitet. Sie besitzen eine feinkörnige oder doleritische, selten auch für das bloße Auge dicht erscheinende und mittel- bis dunkelgraue, manchmal auch etwas grünliche Grundmasse.
Menge, Art und Größe der Xenolithe (Gesteinsfragmente oder Einzelkristalle) sind variabel. Abgerundete Einschlüsse weisen auf eine teilweise Assimilation durch das basische Magma hin, dessen Temperatur deutlich über dem Schmelzpunkt quarz- und feldspatreicher Gesteine liegt. Runde Einschlüsse führten in der Vergangenheit wahrscheinlich zu der unglücklichen Bezeichnung „Gerölldiabas“. Nur in wenigen Fällen dürfte es sich tatsächlich um Geröll-Horizonte handeln, die in eine basaltische Schmelze eingetragen wurden.
Einschlussführende Diabase können monomikt (nur eine Gesteinsart als Fremdeinschluss) oder oligomikt/polymikt (mehrere Gesteinsarten) zusammengesetzt sein. Als Einschluss finden sich Plutonite und Gneise aller Art, Sandsteine und Quarzite (bzw. durch den Kontakt zum heißen basaischen Magma in Quarzite umgewandelte Sandsteine) sowie einzelne Quarze und Feldspäte. Häufiger als Fremdgesteins-Einschlüsse in Diabasen ist übrigens das umgekehrte Phänomen zu beobachten: Xenolithe feinkörniger basaltischer Gesteine in basischen bis sauren Plutoniten (Abb. 3).
Abb. 3: Basische Xenolithe (Basaltoide, Gabbro) in einem dioritischen Gestein. Kiesgrube Arendsee/Weggun, Brandenburg.
Die Geschiebekunde unterscheidet mehrere Typen einschlussführender Diabase: Björbo-Diabas, Brevik-Gerölldiabas und Ålsarp-Diabas. Neben diesen Typlokalitäten (Abb. 4) sind rund ein Dutzend weitere Vorkommen aus Blekinge, Mittelschweden (Grängesberg), von Bornholm sowie aus Norwegen und Finnland bekannt (HESEMANN 1975, KORN 1927, MEYER 1981, BARTOLOMÄUS & HERRENDORF 2003). Zu bedenken ist, dass einschlussführende Partien lokal begrenzt und ausschließlich in kleiner Ausdehnung innerhalb verschieden alter Gangschwärme in einem großen Gebiet zwischen Bornholm bis nach Dalarna auftreten. Die tatsächliche Anzahl der Vorkommen dürfte also bedeutend höher sein und es ist kaum möglich, spezifische Gesteinstypen mit einem begrenzten Herkunftsgebiet herauszustellen. Einschlussführende Diabase sind daher nicht als Leitgeschiebe geeignet. Dies gilt auch für den markanten Brevik-Typ mit Sandstein- bzw. Quarzit-Xenolithen (s. a. BARTOLOMÄUS & HERRENDORF 2003). Allenfalls eine grobe Typ-Bestimmung nach Art der Einschlüsse und/oder Beschaffenheit der Grundmasse ist möglich. So ähneln sich Björbo- und Alsarp-Typ hinsichtlich der Einschlüsse, der Ålsarp-Diabas besitzt eine ophitische, der Björbo-Diabas eine feinkörnige Grundmasse.
Abb. 4: Übersichtskarte einiger postorogener Diabas-Gangschwärme sowie im Text genannter Lokalitäten.
2. Anstehendproben
2.1. Brevik (West-Småland)
Abb. 5: „Brevik-Gerölldiabas“, Anstehendprobe, polierte Schnittfläche, Foto aus skan-kristallin.de.
Der „Brevik-Gerölldiabas“ enthält eckige bis schwach gerundete Einschlüsse von Sandsteinen sowie bis zu 10 % Granit- und Porphyr-Lithoklasten. Im Schwedischen heißt das Gestein diabaskonglomerat. Vorkommen dieses Gesteinstyps sind nicht auf das Gebiet von Brevik beschränkt (BARTOLOMÄUS & HERRENDORF 2003). Diabase dieses Typs haben Sandsteine jotnischen Alters (Lokalbezeichnung: Almesåkra-Sandstein) aufgenommen und besitzen „postjotnisches“ Alter (jünger als ca. 1.200 Millionen Jahre). Zur Zeit des Aufstiegs dieser basaltischen Magmen dürften die Sedimentgesteine der Almesåkra-Formation eine wesentlich größere Fläche eingenommen haben als heute, vgl. Anstehendprobe von Lokalität 2.4. (Abb. 11).
2.2. Ålsarp
Abb. 6: Alsarp-Diabas, Anstehendprobe mit polierter Schnittfläche, K.-D. Meyer leg., Foto aus skan-kristallin.de.
Der einschlussführende Ålsarp-Diabas besitzt eine ophitische Grundmasse und führt gerundete Xenolithe von roten Feldspäten. Für eine ausführliche Beschreibung und weitere Anstehendproben vgl. skan-kristallin.de und HESEMANN 1975:176. Der Besuch eines Straßenaufschlusses in der Nähe der Typlokalität Ålsarp in Ost-Småland (Lokalität 4) verlief eher enttäuschend, weil der anstehende Diabasgang keine Einschlüsse von runden Feldspäten enthielt. Lediglich der benachbarte Småland-Granit wies zahlreiche basische Xenolithe sowie unterschiedliche Stadien einer Vermengung mit basischen Gesteinen auf. Nach MEYER KD 1981 liegt der Aufschluss mit den einschlussführenden Partien 650 m weiter südwestlich (etwa 57.52943, 16.02641).
Abb. 7: Småland-Granit mit Diabas-Einschlüssen vom Straßenaufschluss bei Ålsarp. Breite des Abschlags ca. 15 cm. Abb. 8: Anstehender Småland-Monzogranit mit teilweise assimilierten Diabas-Xenolithen (dunkle und feinkörnige Partien); Aufnahme unter Wasser.
2.3. Björbo
Abb. 9: Björbo-Diabas aus Dalarna (4 km westlich von Björbo, K.-D. Meyer leg.) , Foto aus skan-kristallin.de.
Der Björbo-Diabas besitzt eine feinkörnige bis dichte Grundmasse und enthält runde und eigentümlich korrodierte Xenolithe aus rotem Feldspat. Quarz fehlt in dieser Probe, kann aber in Diabasen dieses Typs zusätzlich enthalten sein. Beschreibung eines Aufschlusses in MEYER 1981.
2.4. Södregården
Nördlich von Växjö wurde ein Diabasgang mit einer ungewöhnlichen Kombination von Einschlüssen aus Anorthosit und Sandstein/Quarzit beprobt (Lokalität 1). Nach WIKMAN 2000 (Kartenblatt Växjö NO, SGU) existieren in diesem Gebiet weitere Aufschlüsse mit ähnlichen Gesteinen.
Abb. 10: Große Anorthosit-Xenolithe und quarzitartige Einschlüsse in einem Diabas an der Lokalität Södregården. Bildbreite 30 cm.Abb. 11: Probe aus dem gleichen Aufschluss; Bruchfläche eines feinkörnigen Diabas mit doleritischem Gefüge sowie milchig-trüben Quarz-Einschlüssen. Aufnahme unter Wasser.
Die Xenolithe in Abb. 11 sind Sandsteine der Almesåkra-Formation, die bei der Aufnahme in das basaltische Magma in Quarzit umgewandelt wurden. Die in etwa zeitlich mit dem jotnischen Sandstein gebildeten Sedimentite der Almesåkra-Formation dürften einst ein wesentlich größeres Gebiet eingenommen haben, weil sie in einschlussführenden Diabasen weit außerhalb ihrer heutigen Verbreitung gefunden wurden. Die Lokalität Södregården liegt über 40 km südlich davon.
2.5. Forserum
In der Nähe der Lokalität Brevik fand sich ein einschlussführender Diabas mit gerundeten Feldspat-Xenolithen im Kontakt zu einem Småland-Granit (Lokalität 2). Es war nicht erkennbar, ob es sich dabei um die Grenze zu einem basischen Gang oder einen Xenolith im Granit handelt.
Abb. 12: Einschlussführender Diabas im Småland-Granit (Lokalität 2).
2.6. Värlebo
Einige Vorkommen von Gangporphyren im östlichen Småland werden von Diabasen begleitet, die den gleichen Aufstiegsweg nutzten und bevorzugt an den Flanken der sauren Gänge auftreten (bimodaler Magmatismus). Im Kontakt zu einem Påskallavik-Porphyr fand sich in der Nähe der Ortschaft Värlebo ein grüner Diabas, der gerundete Feldspäte und Blauquarz als Xenolithe führt (Lokalität 3).
Abb. 13: Graugrüner Diabas mit runden Einschlüssen von Feldspat und Blauquarz, die aus dem benachbarten Påskallavik-Porphyr stammen. Aufnahme unter Wasser.Abb. 14: Gleicher Stein, nasse Bruchfläche.
3. Geschiebefunde
Einschlussführende Diabase vom Brevik-Typ fallen manchmal durch ihr eigentümliches Verwitterungsverhalten auf: die quarzitischen Xenolithe widerstehen der Verwitterung stärker als das basische Gestein und treten als Relief auf der Geschiebeoberfläche hervor.
Abb. 15: Einschlussführender Diabas, Typ Brevik, trocken fotografiert, Geschiebe von den Spargelfeldern bei Schlunkendorf (S Potsdam), Slg. D. Lüttich.Abb. 16: Nahaufnahme der quarzitischen Klasten.Abb. 17: Brevik-Typ, nass fotografiert, Kiesgrube Hohensaaten (Brandenburg), Breite 19 cm.Abb. 18: Einschlussführender Diabas, Brevik-Typ, Geschiebefund mit polierter Schnittfläche. Die feinkörnige, graue und basaltartige Matrix führt eckige bis schwach gerundete Einschlüsse von Sandstein und ist leicht magnetisch, der Sandstein nicht. Fundort: Kiesgrube Fresdorfer Heide bei Potsdam, leg. G. Engelhardt.Abb. 19: Nahaufnahme. Auffällig sind die schwarzen Reaktionsränder um die Sandsteinfragmente, eine Folge mineralischer Veränderung des basaltischen Gesteins durch Stoffaustausch mit dem Sandstein (oder darin enthaltenen Fluiden), wahrscheinlich eine Umwandlung von Pyroxen in Amphibol.Abb. 20: Einschlussführender Diabas, Björbo-Typ mit feinkörniger Grundmasse. Geschiebe aus der Kiesgrube Penkun bei Stettin, Aufnahme unter Wasser.Abb. 21: Nahaufnahme, runde Einschlüsse mit orangerotem Alkalifeldspat, grauem Quarz und wenigen dunklen Mineralen.Abb. 22: Einschlussführender Diabas, polierte Schnittfläche, Kiesgrube Niederlehme bei Berlin (D. Lüttich leg.).Abb. 23: Runde und eckige Feldspäte sowie bläulichgraue Quarzkörner als Einschlüsse in einem feinkörnigen Diabas. Strandgeröll von Westermarkelsdorf, Fehmarn, Aufnahme unter Wasser.Abb. 24: Grenze eines feinkörnigen basaltischen Gesteins zu einem Quarzporphyr, ähnlich dem Åland-Quarzporphyr. Mitten im Basalt befindet sich ein einzelnes Porphyr-Fragment. Während basische Xenolithe in Rapakiwi-Graniten, z. B. Granitporphyren, regelmäßig zu finden sind, kommen basaltische Gesteine mit Rapakiwi-Einschlüssen wesentlich seltener vor. Strandgeröll von Misdroy in Westpolen, Aufnahme unter Wasser.Abb. 25: Einschlussführender Diabas aus der Kiesgrube Hohensaaten (Brandenburg), Aufnahme einer frischen Bruchfläche unter Wasser.
Das Gestein enthält runde Feldspat- und Blauquarz-Einschlüsse sowie feinkörnige basaltische Xenolithe. Die Einschlüsse, besonders gut erkennbar ist dies an den Quarzen, weisen einen dunklen Reaktionssaum auf. Solche Säume, wie sie auch vom Åland-„Ringquarzporphyr“ bekannt sind, weisen auf Mineralumwandlungen an der Grenzfläche zweier Minerale hin. In diesem Fall dürfte es sich um Pyroxen und Quarz handeln, die aus chemischer Sicht „Antagonisten“ sind und für gewöhnlich nicht nebeneinander existieren, sondern ein chemisches Gleichgewicht anstreben (Bildung von Hornblende, die dunklen Säume um die Quarze).
Abb. 26: Einschlussführender Diabas mit großen Alkalifeldspat-Xenokristallen und runden Blauquarzen. Kiesgrube Niederlehme bei Berlin.Abb. 27: Einschlussführender Diabas, Großgeschiebe vom Rand des Tagebaus Welzow-Süd in Brandenburg, Höhe 90 cm.Abb. 28: Das Gestein enthält schwach gerundete Fragmente von Gneisen, Graniten und quarzreichen Partien.Abb. 29: Diabas mit Xenolithen bis 20 cm Größe. Einige der Xenolithe dürften Anorthosite sein, einige der größeren Feldspat-Xenokristalle wurden als Plagioklas bestimmt. Kiesgrube Hohensaaten, Breite des Steins 80 cm.Abb. 30: Gleicher Stein, Feldspat-Megakristall von ca. 12 cm Länge.
Gelegentlich finden sich Geschiebe einschlussführender basischer Gesteine, die deutliche Spuren einer tektonischen und metamorphen Überprägung aufweisen (Abb. 31-34). Sie stammen mit Sicherheit nicht aus postorogenen Dolerit-Gangschwärmen (Abb. 4), sondern dürften bedeutend älter sein.
Abb. 31: Einschlussführender Metabasit, Kiesgrube Niederlehme, Aufnahme unter Wasser.Abb. 32: Gleicher Stein, Detail der trockenen Geschiebeoberfläche.Abb. 33: Einschlussführender Metabasit oder Metakonglomerat mit basischer Matrix und Lithoklasten basischer bis intermediärer Gesteine, Breite 50 cm, Tagebau Profen, ca. 20 km S Leipzig.Abb. 34: Detailaufnahme der nassen Oberfläche.
4. Lokalitäten
Lokalität 1: Einschlussführender Diabas mit Anorthosit- und quarzitähnlichen Sandstein-Fragmenten; Diabasgang 850 m OSO Södregården, Kartenblatt Växjö NO; WGS84DD 57.20566, 14.73403.
Lokalität 2: Småland-Granit mit Partien einschlussführender Diabase; lose Steine vom Anstehenden am Wegesrand; Waldweg bei Olstorp, SW Forserum; 57.67967, 14.44153.
Lokalität 3: Einschlussführender Diabas im Kontakt zum Påskallavik-Porphyr; Bahnanschnitt 1 km NW des ehemaligen Bahnhofs Värlebo; 57.06050, 16.19424.
Lokalität 4: Diabasgang und Diabas-Xenolithe im Småland-Granit; Aufschluss an der Straße von Alsarp nach Sjunnarp (57.53253, 16.03591), Typlokalität liegt ca. 650 m weiter südwestlich (57.52943, 16.02641).
5. Literatur
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Abb. 1: Helsinkit-Geschiebe von Aluksne (Lettland), leg. O. Mellis. Sammlung Bennhold im Museum Fürstenwalde. Originalgestein zu MELLIS 1928.
Helsinkit ist eine Lokalbezeichnung für Albit-Epidot-Gesteine, die zuerst aus Finnland beschrieben wurden und dort an mehreren Lokalitäten vorkommen („Albit-Epidot-Pegmatit“ in LAITAKARI 1918; Analyse eines Gesteins von der Insel Suursaari in TRÖGER 1969). Helsinkit-Geschiebe finden sich verbreitet im Baltikum. Nach einem Fundbericht aus Lettland (MELLIS 1928) setzte in Deutschland eine rege Sammeltätigkeit und Diskussion der Gesteine ein (MELLIS 1931, 1932). Der Helsinkitbegriff wurde im Laufe der Zeit erweitert, dabei auch quarz- oder mikroklinführende Gesteine einbezogen. Aus petrographischer Sicht ist die Bezeichnung heute veraltet. In LE MAITRE 2004 werden sie als magmatische Gesteine klassifiziert, in FETTES & DESMONS 2007 nicht erwähnt.
Abb. 2: Nahaufnahme: weißer Feldspat bis 5 mm, umgeben von einer rotbraunen und feinkörnigen Matrix; Quarz fehlt.
Nach HYTÖNEN 1980: 26 ist Helsinkit ein mittel- bis grobkörniges, manchmal auch pegmatitisches Gestein aus größeren weißen bis hell rosafarbenen Albit-Kristallen (5 mm – 2 cm) und einer feinkörnigen und rot- bis violettbraunen Matrix aus Epidot. Als Nebengemengteile können Mikroklin, Quarz, Chlorit und Biotit auftreten. Das Gefüge der Albit-Kristalle ist mehr oder weniger kataklastisch (zerbrochene Feldspäte, unregelmäßige Formen), meist ungleichkörnig, bisweilen auch gneisig. Durch Hämatit rotbraun gefärbter Epidot bildet die Füllmasse in den Zwickeln. Helsinkit entsteht bei Metamorphose bei tiefen Temperaturen und Metasomatose, im Zusammenhang mit der Bewegung von Krustenblöcken.
Bei der Bestimmung von Geschieben ist zu bedenken, dass weder der Feldspat als Albit (Na-Plagioklas) ein ggf. vorhandener zweiter Feldspat als Mikroklin, noch die feine Grundmasse als Epidot von Hand sicher bestimmbar sind. Die handliche und kurze, zudem veraltete Bezeichnung Helsinkit wird allein wegen der Ähnlichkeit hinsichtlich Gefüge und Farbe mit den finnischen Gesteinen verwendet. Zwei Helsinkit-Geschiebe beschreiben MEYER K-D 1987 und BURGATH & MEYER 1989.
Helsinkit-Geschiebe lassen sich keiner näheren Herkunft zuordnen. Sie scheinen bevorzugt in ostschwedisch-baltischen Geschiebegemeinschaften aufzutreten und stammen zum größten Teil nicht aus Finnland. Es ist mit zahlreichen und weit verstreuten Vorkommen im gesamten nordischen Grundgebirge zu rechnen, insbesondere am Grund der Ostsee (Geschiebe auf Öland, Abb. 8). Auf die Leitgeschiebe-Problematik weist bereits MELLIS 1925 hin, trotz weitgehender Übereinstimmungen von Geschiebefunden mit finnschen Anstehendproben. Abb. 1-10 zeigt „typische“ Helsinkit-Geschiebe, Abb. 11-14 Funde mit etwas abweichenden Merkmalen.
Abb. 3: Helsinkit-Geschiebe, Kiesgrube Teschendorf bei Oranienburg, Breite 17 cm.Abb. 4: Nahaufnahme der nassen Oberfläche.Abb. 5: Polierte Schnittfläche. Stellenweise ist etwas grüner Epidot erkennbar.Abb. 6: Relativ gleichkörniges Helsinkit-Geschiebe, Breite 9,5 cm, Kiesgrube Hoppegarten bei Müncheberg.Abb. 7: Kleines Helsinkit-Geschiebe mit etwas hellgrünem Epidot. Kiesgrube Althüttendorf (Brandenburg), Aufnahme unter Wasser.Abb. 8: Quarzführender Helsinkit; Geschiebefund aus Schweden, Geröllstrand bei Eskilslund, NW-Öland.Abb. 9: Ungleichkörniger Helsinkit mit rot- bis violettbraunen Sekundärmineralen, Aufnahme unter Wasser; Kiesgrube Buchholz bei Prenzlau.Abb. 10: Grobkörniges, quarzfreies und helsinkitartiges Gestein mit aplitischer Partie (unten). Strandgeröll von Gdynia (PL), nass fotografiert.
Abb. 11-13 ist ein gleichkörniger Metasomatit, ähnlich dem Helsinkit, aus weißem bis cremefarbenem, teils transparentem Feldspat und einer feinkörnigen rosa Matrix. Die gelbe Farbe ist nur auf der verwitterten Außenseite zu sehen. Keilförmige Umrisse einiger gelber Mineralkörner sprechen für (alterierten) Titanit. Die Feldspäte scheinen teilweise perthitische Entmischung aufzuweisen (kein Albit).
Abb. 11: Helsinkit?, Kiesgrube Waddeweitz/Kröte (Wendland, Niedersachsen), Aufnahme unter Wasser.Abb. 12: Polierte SchnittflächeAbb. 13: Nahaufnahme; epidotisierte Mineralkörner (Chlorit?), etwas Quarz in den Zwickeln zwischen den Feldspäten.Abb. 14: Alteriertes granitoides Gestein, Kiesgrube Oderberg-Bralitz (Brandenburg), Aufnahme unter Wasser.
Die roten Feldspäte sind teilweise Karlsbader Zwillinge und damit kein Albit, sondern Kalifeldspat. Das Gestein ist ein alteriertes granitoides Gestein (kein Helsinkit) mit einer feinkörnigen rotbraunen, wahrscheinlich größtenteils aus Epidot bestehenden Grundmasse.
Epidotisierte Granitoide
Abb. 15: Epidotisierter Granitoid („Helsinkit, schwedischer Typ“), Geschiebe aus einer Kiesgrube bei Fürstenwalde/Spree, leg. 10.9.1911 W. Bennhold (Sammlung im Museum Fürstenwalde); Nach MELLIS 1931 besteht das Gestein aus Mikroklin, Albit und Epidot sowie Spuren von Chlorit und Quarz.
Kein besonders seltener Geschiebefund sind grobkörnige, teilweise kataklastische granitoide Plutonite (augenscheinlich oft Quarzsyenite) aus rotem Alkalifeldspat und einer feinkörnigen Zwischenmasse aus grünem Epidot. Quarz fehlt oder tritt in wechselnden Mengen auf, meist ist auch etwas Chlorit enthalten. Solche Gesteine sind weit verbreitet, in Schweden, Finnland, Norwegen (MELLIS 1931) oder im Bohuslän-Gebiet (ASKLUND 1947: 74).
Es dürfte sich dabei nicht um metasomatische Bildungen im engeren Sinne handeln, da hydrothermale Überprägung im Randbereich von Plutonen regelmäßig zu beobachten ist. Kataklase schafft Wegbarkeiten für epidotreiche hydrothermale Fluide, die bei der hydrothermalen Zersetzung von Ca-Plagioklas entstehen und in den Zwickeln der von der Alteration nicht betroffenen Minerale (v. a. Kalifeldspat) zur Abscheidung kommen. Statt „metasomatischer Granit“ spricht man besser schlicht von einem epidotisierten, genauer: saussuritisierten Granit bzw. Granitoid. Als Saussuritisierung bezeichnet man die Alteration von Ca-Plagioklas in ein feinkörniges weißes, grünes oder graues Mineralgemisch aus Klinozoisit, Zoisit, Albit, Epidot und weiteren Mineralen (FETTES & DESMONS 2007:192). Welche Minerale in der feinkörnigen Zwischenmasse tatsächlich vorhanden sind, ließe sich nur durch genauere Untersuchungen zu klären. Eine hellgrüne Färbung spricht für einen signifikanten Epidot-Anteil.
Solche alterierten Plutonite können ein weitgehend geregeltes magmatisches bis kataklastisches Gefüge (irreguläre Umrisse und zerbrochene Feldspäte) aufweisen. Offenbar können durch hydrothermale Überprägung auch Teile des primär magmatischen Quarzes mobil geworden sein, da dieser häufig nur in geringer Menge enthalten ist. Viele Geschiebe besitzen daher eine augenscheinlich quarzsyenitische Zusammensetzung, allerdings können zusätzliche Anteile von granuliertem Quarz in der feinkörnigen Grundmasse verborgen sein.
Von historischem Interesse und nicht mehr zur Verwendung empfohlen ist die veraltete Bezeichnung „Helsinkit, schwedischer Typ“ (Abb. 15) für solche alterierten Plutonite. Auch besteht eine Überschneidung mit der Bezeichnung „Unakit“ im Sinne des Erstbeschreibers (s. Unakit).
Abb. 16: Epidotisierter Granitoid (Quarzsyenit), Geschiebefund von Älekinta auf Öland. Breite des Steins 18 cm.
Das Gestein besteht im Wesentlichen aus rotem Alkalifeldspat, teilweise imprägniert durch ein rotbraunes Pigment. Auch geringe Anteile eines zweiten Feldspats (weiß) sowie etwas Quarz sind erkennbar. Die feinkörnige Grundmasse enthält wechselnde Mengen von hellgrünem Epidot, chloritisierte dunkle Minerale sowie gelblichen Titanit.
Abb. 17: Kataklastischer Plutonit (Quarzsyenit) mit rosa Alkalifeldspat, etwas Quarz und reichlich hellgrünem Epidot. Kiesgrube Hoppegarten, Aufnahme unter Wasser.Abb. 18: Nahaufnahme, nass fotografiert.Abb. 19: Riesenkörniger Granitoid mit blassrotem Alkalifeldspat bis 5 cm Länge und einer schwarzgrünen Grundmasse. Großgeschiebe aus dem Tagebau Jänschwalde, Breite 36 cm.Abb. 20: Handstück mit frischer Bruchfläche, Aufnahme unter Wasser.Abb. 21: Nahaufnahme: Die feinkörnige Grundmasse besteht im Wesentlichen aus schwarzem Glimmer und/oder Chlorit Mineral und hellgrünem Epidot. Vereinzelt sind hellgraue Quarzkörner erkennbar. Der Zusammensetzung nach handelt es sich um einen Quarzsyenit.
Das nächste Beispiel ist ein Granit mit Blauquarz, weißen Feldspäten und roten Hämatit-Pigmenten. Die Feldspäte sind durch tektonische Einwirkung zerbrochen, teilweise weisen sie staffelartige, mit Quarz oder dunklen Mineralen verfüllte Risse auf. Epidot als sekundäre Bildung fehlt.
Abb. 22: Kataklastischer Granit mit Blauquarz und undeutlich konturierten, von subparallelen Klüften durchzogenen Feldspäten. Kiesgrube Hoppegarten (Brandenburg).Abb. 23: Epidotisierter Granitoid, Kiesgrube Niederlehme bei Berlin, Breite des Steins 9,5 cm.Abb. 24: Epidotisiertes Band in einem Monzogranit, Kiesgrube Fresdorfer Heide bei Potsdam.
Hier erkennt man sehr schön die Auswirkung hydrothermaler Alteration auf die einzelnen Mineralbestandteile: in einem begrenzten Bereich wurden die gelblichen Plagioklase kräftig epidotisiert und auch die wenigen dunklen Minerale weitgehend umgewandelt, während der rote Alkalifeldspat und hellgrauer Quarz unverändert erscheinen.
Abb. 25: Grobkörniger Plutonit mit feinkörniger Grundmasse, Bruchfläche, Aufnahme unter Wasser, Kiesgrube Niederlehme bei Berlin.
Die weißen Feldspäte weisen klare Formen auf, sind nicht zerbrochen und teilweise als Karlsbader Zwilling entwickelt. Dies sowie perthitische Entmischungen und Einschlüsse von rotbraun-grünlichem Epidot innerhalb der Feldspäte weist auf Kalifeldspat hin.
Abb. 26: Nahaufnahme. Die Grundmasse enthält grünliche bis rötlichbraune feinkörnige Anteile (Epidot), neben etwas grauem Quarz, kleineren Feldspäten und dunklen Mineralen.
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ASKLUND B 1947 Svenska Stenindustriomraden I-II Gatsten och Kantsten – Arsbok 40 (1946) No. 3, Sveriges Geologiska Undersökning Ser. C, No. 479; 187 S., 9 Abb., 8 Tafeln. Stockholm 1947
BURGATH KP & MEYER K-D 1989 Zwei Syenit-Geschiebe von Volksdorf bei Lüneburg – Archiv für Geschiebekunde 1 (1): 5-8, 1 Taf., Hamburg.
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ZANDSTRA J G 1988 Noordelijke kristallijne gidsgesteenten, E. J. Brill 1988
Der gleichkörnige Granit zeigt klare Korngrenzen und eine weitgehend gleichmäßige Verteilung der Minerale: roter Alkalifeldspat, etwas kleinere Körner von gelblichem Plagioklas und bläulich-trübe Quarze. Der Quarz besitzt weder eine besondere Tendenz zur Eigengestaltlichkeit, noch bildet er größere Anhäufungen wie in den Småland-Graniten (s. u.).
Der Siljan-Granit galt bisher als ausgezeichnetes Leitgeschiebe, leicht erkennbar an einem gleichkörnigen Gefüge aus rotem Alkalifeldspat, gelbem Plagioklas und grauem oder blauem Quarz. Es gibt jedoch ähnliche Granite im nördlichen Småland mit weitgehend übereinstimmenden Merkmalen, denen bisher zu wenig Beachtung geschenkt wurde. Dieser Artikel gibt eine umfassende Beschreibung des Siljan-Granits nach derzeitigem Kenntnisstand. Die Doppelgänger aus Småland werden vorgestellt und kommentiert. Zuletzt wird eine vergleichende Betrachtung von einigen Geschiebefunden vorgenommen. Da bis heute zu wenige Anstehendproben des Siljan-Granits vorliegen, ist die Bestimmung von Geschieben nach wie vor mit Unsicherheiten behaftet.
Abb. 2: Lage der Siljan-Impaktstruktur in Mittelschweden und Herkunftsgebiet der „Doppelgänger“ des Siljan-Granits im nördlichen Småland.
2. Herkunft des Siljan-Granits
Das ausgedehnte Vorkommen der etwa 1,8 – 1,7 Ga alten Dala-Granitoide in Mittelschweden umfasst drei Haupttypen: Järna-, Garberg- und Siljan-Granit. Die beiden letztgenannten sind sog. primitive anorogene Granite, entstanden also zeitlich außerhalb einer Gebirgsbildungsphase und sind von entsprechenden Deformationen frei (HÖGDAHL et al 2004). Teile des Siljan-Granits wurden allerdings durch den Impakt eines Meteoriten im Silur beeinflusst. Zeugnis dieses Ereignisses ist die kreisförmige, etwa 65 km durchmessende Anordnung von Seen um den Zentralbereich des Impakts. Als Leitgeschiebe geeignete Varianten sind nicht von einer Impaktmetamorphose betroffen und machen auch nur einen kleinen Teil der undeformierten Siljan-Granite aus.
3. Beschreibung des Siljan-Granits
Die Beschreibungen weichen in der Geschiebeliteratur (HESEMANN 1975, ZANDSTRA 1988, SMED & EHLERS 2002 und VINX 2016) teilweise deutlich voneinander ab. Dies betrifft die Farbe des Alkalifeldspats, Form und Farbe der Quarze und die Ausbildung der dunklen Minerale. Es wurden vor allem die Angaben in SMED & EHLERS 2002, VINX 2016 und pers. Mitteilung R. Vinx herangezogen, die sich auf Beobachtungen im Gelände und Anstehendproben stützen.
Der leitgeschiebetaugliche Siljan-Granit ist ein mittel- bis grob- sowie gleichkörniges Gestein mit einem kontrastreichen Gefüge, klaren Farben, scharfen Korngrenzen und einem geringen Anteil dunkler Minerale. Die Mineralbestandteile im Einzelnen sind:
Alkalifeldspat (Anteil ca. 50 Vol.%): rot, seltener hell ziegelrot. Wenige größere rote Feldspäte können einen vollständigen oder unvollständigen Saum aus gelbem oder weißem Plagioklas aufweisen.
Plagioklas (ca. 20%): gelblich-weiß bis gelb, vereinzelt auch grüne Plagioklase mit hellerem Rand. Alkalifeldspat und Plagioklas neigen zur Idiomorphie.
Quarz (ca. 30-35%): grau, zuweilen violett, selten schwach hellblau; 2-5 mm große idiomorphe oder regelmäßig abgerundete Körner neben kleinen Individuen. Einzelne runde Quarzaggregate können auch größer sein. Insgesamt besitzen die Quarze eine Tendenz zur Ausbildung idiomorpher Umrisse. Gelegentlich finden sich auch innerhalb der Alkalifeldspäte einzelne kleine und idiomorphe Quarzkörner (Unterschied zu den bunten Småland-Graniten).
Biotit: in kleinen Nestern konzentrierte, wenige Millimeter große Plättchen oder schwarzgelbe bis schwarzgrüne Aggregate.
Hornblende/Amphibol bildet schwarze, längliche und stängelige Aggregate. Zusätzlich finden sich mitunter Ansammlungen (Xenolithe?) aus grünem Plagioklas und schwarzem Amphibol. Sowohl Hornblende als auch diese Xenolithe treten in den Doppelgängern aus N-Småland nur gelegentlich auf.
Als Nebengemengteile können Titanit, Hornblende und Fluorit auftreten.
Bei der Bestimmung sollten die Minerale Quarz und Biotit sorgfältig betrachtet werden. Die ähnlichen Granite im nördlichen Småland weisen immer eine gewisse interne Deformation auf, die im Siljan-Granit fehlt. Die Doppelgänger werden von Zandstra und Smed zwar erwähnt, beide geben aber unbefriedigende Hinweise zur Unterscheidung. Folgende Hinweise stammen von R. Vinx (pers. Mitteilung):
„Die Quarz-Bruchflächen im Siljan-Granit sehen unter der Lupe oder besser unter dem Stereomikroskop sauber muschelig aus, die Quarze sind transparent (Abb. 8). Wenn sie zu rauem Bruch tendieren oder sogar intern granuliert („zuckerkörnig“) sind, kann es sich auch um Småland-Granite handeln. Ähnliches gilt für den Biotit. Im Siljan-Granit sollten die Plättchen nicht gebogen sein. In Småland-Graniten lässt sich u. U. die Biegung vieler Biotite oder auch ihre Anhäufung in kleinen Ketten und Massen erkennen.“
Für eine Bestimmung des Siljan-Granits benötigt man möglichst eine Bruchfläche. Auf abgerollten Geschieben mit angeschlagenen Quarzen sind die genannten Eigenschaften schlecht oder gar nicht zu erkennen. Gibt es keine Bruchfläche, kann man notfalls an tiefer sitzenden Quarzen auf der Außenseite des Geschiebes versuchen zu beurteilen, ob überwiegend einzelne, individuelle Quarzkörner (Siljan-Granit) oder eher zusammenhängende, xenomorphe Quarzmassen (Småland-Granite) vorliegen.
4. Anstehendproben des Siljan-Granits
Einige Bilder von Anstehendproben aus dem Siljan-Gebiet geben einen Einblick in die Variabilität des Siljan-Granits (Probenverzeichnis am Ende des Artikels). Für eine hinreichende Beschreibung des Gesteins wäre allerdings eine Vielzahl weiterer Proben wünschenswert.
Abb. 3: Blasser, leicht rötlicher Siljan-Granit mit einem ausgeprägt ungleichkörnigem Mineralgefüge. Loser Stein aus dem Siljan-Ring; Lokalität 9.Abb. 4: Nahaufnahme
Im Detail ist vor allem der hellgraue und nur leicht trübe Quarz interessant, der einzelne kleine Körner und Ansammlungen bildet, aber keine besondere Tendenz zur Eigengestaltlichkeit besitzt. Einige Quarze scheinen zudem randliche magmatische Korrosionserscheinungen aufzuweisen, erkennbar an den kleinen, hellen „Feldspatfischchen“. Sechseckige Formen des Biotits sind hier nicht zu erkennen, als dunkles Mineral kommen zusätzlich schwarze, längliche und stängelige Hornblende/Amphibol sowie kleine Ansammlungen (Xenolithe) aus grünem Plagioklas und schwarzem Amphibol vor.
Abb. 5: Die zweite Probe ist ein loser Stein aus dem Siljan-Gebiet (Lokalität 10) mit rotem Alkalifeldspat, gelblich-weißem Plagioklas und dunklen Mineralen. Quarz ist nur in geringer Menge vorhanden. Das Gestein ist der Zusammensetzung nach kein Granit, sondern ein Quarz-Monzonit.
Abb. 6: Detailbild der trockenen Bruchfläche: Die wenigen erkennbaren Quarzkörner sind klar begrenzt und transparent.Abb. 7: Diese Anstehendprobe eines Siljan-Granits (Lokalität 8) illustriert den muscheligen Bruch der transparenten Quarzkörner. Die Farben der Feldspäte weichen allerdings von der obigen Beschreibung des Leitgeschiebes ab. Das Gestein wird von einigen Geologen auch als Järna-Granit bezeichnet.Abb. 8: Gleicher Stein, Aufnahme unter Wasser: heller Granit mit teilweise orange pigmentierten Feldspäten und individuell ausgebildeten rauchgrauen Quarzkörnern. Manche von ihnen sind idiomorph und besitzen sechseckige Umrisse.
5. Bunte Monzogranite („Bunter Växjö-Granit“) aus dem nördlichen Småland
Im Gebiet nördlich von Eksjö im nördlichen Småland gibt es Granite, die mit dem Siljan-Granit verwechselbar sind. Es handelt sich um gleichkörnige Monzogranite (Granite mit nennenswerter Menge an Plagioklas) mit einem kontrastreichen Gefüge aus rotem Alkalifeldspat, gelbem Plagioklas und grauem oder blauem Quarz. Sie treten in zahlreichen Varianten auf und scheinen eine größere Fläche einzunehmen, da sie lokal gehäuft als Nahgeschiebe zu finden sind.
Gleichkörnige Varianten des Småland-Granits werden von einigen schwedischen Geologen als „Växjö-Typ“ bezeichnet. Dieser „Sackname“ charakterisiert lediglich ein gleich- sowie mittel- bis grobkörniges Gefüge von Graniten des Transkandinavischen Magmatitgürtels (TIB). Besteht ein Granit hauptsächlich aus rotem Alkalifeldspat, kann man ihn kompakt als „Roten Växjö-Granit“ bezeichnen. Enthält er zusätzlich noch weißen, gelben oder grünen Plagioklas in bedeutender Menge, kann man ihn „Bunten Växjö-Granit“ nennen. Diese Bezeichnungen sind informell und von einer gewissen Handlichkeit. Granite vom „Växjö-Typ“ besitzen eine weite Verbreitung innerhalb des TIB und sind natürlich keine Leitgeschiebe.
Das erste Beispiel (Abb. 9-10) aus dem nördlichen Småland zeigt einen Monzogranit vom Växjö-Typ, auch wenn er durch den blassroten Alkalifeldspat nicht besonders „bunt“ erscheint. Eine Verwechslung mit dem Siljan-Granit ist bei diesem Typ kaum zu befürchten, aber er ist ein typischer Vertreter der farb- und formenreichen Småland-Monzogranite. Leichte Deformationserscheinungen deuten sich durch eine unregelmäßige Verteilung von dunklen Mineralen in Haufen oder Bändern an.
Abb. 9: Monzogranit vom Växjö-Typ, Nahgeschiebe N von Eksjö, Lokalität 6.Abb. 10: Die Vergrößerung zeigt einige von Plagioklas umsäumte Alkalifeldspäte. Schwach bläulicher Quarz kommt in größeren, trüben Ansammlungen bis 1 cm Durchmesser sowie in kleineren Körnern vor.Abb. 11: „Bunter Växjö-Granit“ mit wesentlich kräftigeren Farben als im vorigen Beispiel. Das Gefüge besteht aus fleckig hell- bis dunkelrotem Alkalifeldspat, der von etwas weniger gelbem bis grünem Plagioklas begleitet wird. Diese Granitvariante zeigt eine starke Ähnlichkeit mit dem Siljan-Granit bzw. unseren Vorstellungen davon (vgl. mit Abb. 1). Geschiebefund von Lokalität 2.Abb. 12: Detailaufnahme des Gefüges.
Quarz ist milchig-blau und xenomorph ausgebildet und sieht etwas granuliert aus. Dunkle Minerale (Biotit) sind nur in geringer Menge vorhanden, etwas rechts der Bildmitte jedoch in einem Streifen angehäuft (Hinweis auf leichte Deformation). Einzelne Plagioklase zeigen neben gelben und grünen Farben stellenweise eine rote Pigmentierung. Unter der Lupe ist etwas gelblicher Titanit erkennbar.
Abb. 13: Ein ähnlicher Granittyp fand sich anstehend in einem alten Steinbruch mit der passenden Bezeichnung „Rödberget“ („roter Berg“, Lokalität 3). Die angewitterte Oberfläche zeigt intensiv roten Alkalifeldspat, gelben Plagioklas und hellgrauen, etwas getrübten Quarz.Abb. 14: Detailbild einer frischen Bruchfläche, Aufnahme unter Wasser.
Der hellgraue bis schwach bläuliche und trübe Quarz bildet unklar konturierte, rissige Aggregate, ein deutlicher Hinweis auf Deformationserscheinungen. Auch der gelbe Plagioklas besitzt teilweise undeutliche Korngrenzen und ist an manchen Stellen von rotem Pigment durchsetzt. Roter Plagioklas ist von einigen Östergötland-Graniten aus dem Gebiet zwischen Linköping und Vätternsee bekannt, vom Siljan-Granit hingegen nicht (vgl. SMED & EHLERS 2002: 148).
Abb. 15: Vier Nahgeschiebe von bunten (Monzo)-Graniten aus dem nördlichen Småland. Das Anstehende liegt vermutlich nur wenig weiter nördlich, da sie an ihrem Fundort den Hauptteil der Geschiebe ausmachen. Lokalität 1, westlich vom Västra Lägern.Abb. 16: Abschlag vom Nahgeschiebe in Abb. 15, oben links: Granit bis Quarz-Syenit mit rotem Alkalifeldspat, gelbem Plagioklas und mäßig vielen dunklen Mineralen (Biotit). Wenig schwach bläulicher Quarz bildet kleine Körner und rundliche Ansammlungen.Abb. 17: Die Detailaufnahme zeigt Deformationserscheinungen in Gestalt von nahezu parallel verlaufenden Rissen in den Feldspäten. Diese Risse wurden später (ähnlich wie im Järeda-Granit) durch dunkle Minerale oder hellgrünen Epidot „verheilt“. In Partien mit dunklen Mineralen ist wieder etwas gelber Titanit zu erkennen.Abb. 18: Detail des Geschiebes in Abb. 15 oben rechts. Dieser Granit ist recht hell und nicht „bunt“. Er enthält Ansammlungen (Xenolithe?) aus hellgrünem Plagioklas und Hornblende. Die Quarze bilden überwiegend Einzelkörner und weniger massige Ansammlungen.Abb. 19: Nahgeschiebe eines titanitführenden Småland-Granits (Lokalität 6) mit unregelmäßigen Korngrenzen der Minerale.
Das unruhige Gefüge und Ansammlungen dunkler Minerale weisen auf interne Deformationserscheinungen hin. In der unteren Bildmitte ist ein Plagioklassaum um einen roten Alkalifeldspat erkennbar. Säume von Plagioklas und auch Titanit (gelb) treten in diesen bunten Småland-Graniten regelmäßig auf.
Abb. 20: Die Bruchfläche dieses Geschiebefundes (Lokalität 5) zeigt einen gleichkörnigen Granit mit einzelnen, von Plagioklas gesäumten Alkalifeldspäten. Die Färbung des Gesteins erinnert an den Garberg-Granit aus Dalarna.Abb. 21: Im Detailbild erkennt man größere und unregelmäßig körnige Haufen von offenbar zerdrücktem Quarz. Für eine Deformation/Granulierung spricht die xenomorphe Gestalt der kleineren Quarze. Zwei verschiedene Erscheinungsformen von Quarz (große, trübe und xenomorphe Quarze sowie kleine und gelegentlich eckige Quarze) treten gelegentlich in den Graniten des nördlichen Smålands auf.
Zusammenfassung der Unterscheidungsmerkmale der bunten Växjö-Granite vom Siljan-Granit:
Leichte interne Deformationserscheinungen, erkennbar an unruhigem Korngefüge bzw. unregelmäßigen Korngrenzen, optional an ketten- oder netzartigen Anhäufungen und Kumulationen dunkler Minerale.
Trübe, bläuliche oder graue Ansammlungen von Quarz über 5 mm Durchmesser, die auf Bruchflächen rau oder granuliert aussehen. Kleinere, eigengestaltliche Quarze können trotzdem vorkommen.
Biotit ist meist verbogen oder bildet unregelmäßige Anhäufungen und kommt nur selten in sechseckigen Plättchen vor. Hornblende (Amphibol) fehlt meist.
Alkalifeldspat kann Risse durch Kataklase aufweisen, die durch grüne oder dunkle Minerale verheilt wurden.
Plagioklas ist gelegentlich rot pigmentiert.
6. Beispiele aus dem Geschiebe
Eine Reihe von Geschiebefunden aus Norddeutschland wird mit den Beschreibungen nach bisherigem Erkenntnisstand verglichen. Die Unterscheidung der bunten Växjo-Granite von den Siljan-Typen und zusätzlich ähnlichen bunten Graniten mit undeformiertem Gefüge (z. B. aus dem Rätan-Massiv oder aus Rapakiwi-Vorkommen) ist eine anspruchsvolle Aufgabe und seine sichere Bestimmung mit Unsicherheiten behaftet. Abb. 22-31 zeigt Geschiebe, die anhand der Beschreibungen als Siljan-Granit angesprochen werden, Abb. 32-33 Funde, die eher nach N-Småland passen. Abb. 34-45 sind bunte Granite oder Monzogranite mit undeformiertem Gefüge, die nur bedingt mit der Beschreibung des Siljan-Granits übereinstimmen und auch aus anderen Vorkommen stammen könnten.
Abb. 22: Gleichkörniger Granit (Siljan-Granit) mit klarem Gefüge; Quarz kommt sowohl in größeren Ansammlungen als auch in kleineren, eigenständigen und runden bis eckigen Körnern vor. Manche der tiefer liegenden Quarze sind rauchgrau und transparent. Fund aus der Kiesgrube Niederlehme bei Berlin.Abb. 23: Die nasse Oberfläche zeigt größere, transparente Quarzpartien, die nicht milchig-trüb sind, wie es in den Växjö-Typen häufig der Fall ist, sondern transparent.Abb. 24: Gleich- und mittelkörniger Granit (Siljan-Granit?) mit blassrotem Alkalifeldspat, hellgrauem Quarz und schwach gelblichem Plagioklas. Fundort: Kiesgrube Horstfelde, südlich von Berlin.Abb. 25: Die Nahaufnahme zeigt neben xenomorphen Ansammlungen von Quarz auch kleinere und eckige Einzelkörner in Millimetergröße. Auf der Bruchfläche sind diese glasklar und weisen einen muscheligen Bruch auf. Der Granit lässt keine Deformationserscheinungen erkennen, es könnte sich um eine blassrote Variante des Siljan-Granits handeln.
Abb. 26-29 ist ein bunter Monzogranit, wahrscheinlich ein Siljan-Granit. Er enthält größere xenomorphe und kleinere idiomorphe Quarze. In Abb. 29 sind am rechten Bildrand in roten Alkalifeldspat eingeschlossene idiomorphe Quarze erkennbar. Kiesgrube Niederlehme bei Berlin.
Abb. 26: Aufnahme unter Wasser
Abb. 27: Detailaufnahme
Abb. 28: polierte Schnittfläche
Abb. 29: Nahaufnahme
Abb. 30: Blassroter und gleichkörniger Monzogranit (Siljan-Granit) ohne erkennbare Deformationserscheinungen. Kiesgrube Hohensaaten, Aufnahme unter Wasser.Abb. 31: Quarz bildet hellgraue und transparente Einzelkörner. Biotit zeigt gelegentlich sechseckige Umrisse und scheint nicht verbogen zu sein. Daneben kommt etwas Hornblende vor. Auch dieser Fund stimmt mit den Beschreibungen des Siljan-Granits weitgehend überein.Abb. 32: Ein Strandfund von Klein-Zicker/Rügen zeigt bereits auf den ersten Blick leichte Deformationserscheinungen: undeutliche Korngrenzen, längliche Anhäufungen von dunklen Mineralen und parallele Risse in den Alkalifeldspäten. Der Granit ähnelt der Anstehendprobe aus Abb. 7 und ist ein „Bunter Växjö-Granit“.Abb. 33: Bunter Monzogranit vom Växjö-Typ. Die Quarze sind weitgehend xenomorph ausgebildet. Breite 12,5 cm, Kiesgrube Althüttendorf/Brandenburg.Abb. 34: Grobkörniger Monzogranit mit leuchtend gelbem Plagioklas, ganz rechts im Bild auch als Saum um einen einzelnen Alkalifeldspat. Fundort: Kiesgrube Horstfelde, Aufnahme unter Wasser.Abb. 35: Detailaufnahme, nass fotografiert.
Auch hier sind wieder die Quarze interessant: Sie sind hell- bis mittelgrau, klar und bilden unregelmäßige Anhäufungen, aber kaum Einzelkörner. Die Herkunft dieses Fundes ist ungewiss. Weder scheint es sich um einen Siljan-Granit zu handeln noch besitzt der Fund Ähnlichkeit mit Graniten im nördlichen Småland. Dies nährt den Verdacht, dass es weitere Vorkommen von Graniten mit ähnlichen Merkmalen gibt.
Abb. 36: Kräftig roter und grobkörniger Granit mit deutlich weniger gelbem bis grünem Plagioklas als in den vorigen Beispielen. Biotit und etwas Hornblende sind in kleinen Nestern konzentriert. Fundort: Kiesgrube Horstfelde.Abb. 37: Nahaufnahme, nass fotografiert.
Die Vergrößerung Abb. 37 zeigt Quarze in (mindestens) zwei Generationen: Größere Ansammlungen von violettblauem Quarz zeigen Risse, die u. a. mit rotem Feldspat gefüllt sind. Kleine und eckige Quarze weisen teilweise Spuren magmatischer Korrosion auf und stecken auch mitten in den Alkalifeldspäten. Graphische Verwachsungen sind nicht erkennbar. Das Gefüge erscheint insgesamt undeformiert und ähnelt denen mancher Rapakiwi-Granite. Ob das Gestein aus dem Siljan-Gebiet stammt, wo auch rapakiwiartige Varianten vorkommen sollen (SMED & EHLERS 2002), bleibt ohne entsprechende Anstehendproben Spekulation.
Abb. 38: Blassroter Monzogranit mit größeren runden und kleineren idiomorphen Quarzen. Kiesgrube Penkun (Vorpommern), Aufnahme unter Wasser.Abb. 39: Nahaufnahme, nass fotografiert.Abb. 40: Monzogranit, teilweise hellem Plagioklas-Saum um einige der blassroten Alkalifeldspat-Einsprenglinge. Kiesgrube Horstfelde bei Berlin, Aufnahme unter Wasser.Abb. 41: Nahaufnahme, nass fotografiert: größere rundliche sowie zahlreiche winzige und idiomorphe (eckige) Quarze in der Grundmasse.Abb. 42: Heller Monzogranit (vgl. Abb. 3). Kiesgrube Niederlehme, Aufnahme unter Wasser.Abb. 43: Nahaufnahme.Abb. 44: Siljan-Granit?, Kiesgrube Damsdorf-Bochow bei Lehnin (Brandenburg), Breite 14 cm.Abb. 45: Detailaufnahme des Gefüges mit hypidiomorphen bis idiomorphen Quarzkörnern, nass fotografiert.Abb. 46: Porphyrischer Granit aus größeren roten und kleineren gelben Feldspäten, grauem Quarz und wenig dunklen Mineralen. Auf der Außenseite des Geschiebes waren auch von Plagioklas umsäumte Alkalifeldspäte erkennbar. Kiesgrube Niederlehme bei Berlin, Aufnahme unter Wasser.Abb. 47: Die Vergrößerung zeigt mehrere Generationen Quarz: große und runde, leicht trübe Quarze sowie eine Menge wesentlich kleinerer und eckiger Quarze. Stellenweise sind kleine Bereiche mit graphischen Verwachsungen aus Quarz und Feldspat erkennbar. Der Fund besitzt rapakiwiähnliche Merkmale. Ein ähnliches Gestein kommt im Rätan-Batholith vor.
Schon HOLMQUIST 1906 weist darauf hin, dass im Rätan-Batholith ganz ähnliche Granite wie im Gebiet der „jüngeren Granite aus Dalarne“ vorkommen, zu denen auch der Siljan-Granit zählt. Die Proben in Abb. 48-50 zeigen, dass weitere mögliche Liefergebiete (Rätan, Rapakiwi-Vorkommen?) bisher vielleicht zu wenig Berücksichtigung fanden.
Abb. 48: Polierte Fläche eines losen Steins aus dem Gebiet des Rätan-Granits (Lokalität 7).Abb. 49: In der Vergrößerung sind mehrere Quarz-Generationen erkennbar: große und runde sowie zahlreiche kleine und eckige Quarze; graphische Verwachsungen von Quarz und Feldspat fehlen.Abb. 50: Rätan-Granit (Lokalität 7), ein mittelkörniger und mafitarmer Granit mit kontrastreichem Gefüge aus rotem, durch perthitische Entmischung teilweise braun getöntem Alkalifeldspat, schneeweißem Plagioklas und individuellen, glasklaren bis leicht trüben Quarzkörner von hellgrauer, teilweise bläulicher Farbe. Es bestehen Ähnlichkeiten zum Siljan-Granit, lediglich die Farben der Feldspäte weichen ab (vgl. Geschiebefund Abb. 38).
7. Verzeichnis der Lokalitäten und Proben
Lokalität
Gestein
Fundort
Koordinaten (WGS84DD)
1
Geschiebe, u.a. bunte Småland-Monzogranite
Steinbruch 26, Vid Lertorp am Västra Lägern, E Askeryd.
57.808822, 15.064211
2
Geschiebe, u.a. bunte Småland-Monzogranite
Straßenanschnitt NE Eksjö, etwa Höhe Älghult
57.68151, 15.01129
3
Anstehender rot-gelber Småland-Monzogranit
Aufgelassener Steinbruch Rödberget
57.778243, 14.910449
4
Geschiebe, u.a. bunte Småland-Monzogranite
Kiesgrube, ca. 3 km NW Eksjö
57.69015, 14.93066
5
Geschiebe, u.a. bunte Småland-Monzogranite
Kiesgrube, ca. 8 km S Rydsnäs
57.74888, 15.16735
6
Geschiebe, u.a. bunte Småland-Monzogranite
Kiesgrube Nödavägen
57.720532, 15.172286
7
Rätan-Granit; M. Bräunlich leg.; Nummer 1044
Nördlich Älvros
62.06268, 14.65344
8
Siljan- oder Järna-Granit; D. Pittermann leg. (Probenr. S 37)
HOLMQUIST P J 1906 Studien über die Granite von Schweden – Bulletin of the Geological Institutions of the University of Upsala 1906.
HÖGDAHL K ET AL 2004 The Transscandinavian Igneous Belt (TIB) in Sweden: a review of its character and evolution – Geological Survey of Finland, Espoo 2004, Special Paper 37.
SMED P & EHLERS J 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.).
ZANDSTRA J G 1988 Noordelijke Kristallijne Gidsgesteenten ; Een beschrijving van uim tweehonderd gesteentetypen (zwerfstenen) uit Fennoscandinavië – III+469 S., 118 Abb., 51 Zeichnungen, XXXII farbige Abb., 43 Tab., 1 sep. te., Leiden etc.(Brill).
In den Kiesgruben im südlichen Südbrandenburg und in Sachsen finden sich regelmäßig Gesteine sächsischer und böhmischer Herkunft. Diese „südlichen Gerölle“ sind die Gesteinsfracht alter Elbeläufe und treten an manchen Lokalitäten lediglich als Beimengung zu nordischen Geschieben auf, an anderen Orten überwiegen sie und in den älteren Flussablagerungen finden sich gar keine Geschiebe. Der Geschiebesammler betritt hier mitunter eine „andere Welt“, wenn die vertrauten Gesteine nordischer Herkunft fehlen und ganz ungewohnte Lithologien die Aufmerksamkeit wecken.
Die Heimatgebiete der Elbgerölle liegen in Sachsen (Erzgebirge, Tharandter Wald, variszische Einheiten innerhalb der Elbezone, Meißener Gebiet, Döhlener Becken, Elbsandsteingebirge etc.) und in Nordböhmen (Riesengebirgsvorland, Erzgebirge, Böhmisches Mittelgebirge, Barrandium, permokarbonische Becken usw.). Für den Zeitraum Miozän bis Holozän wurden mehrere alte Elbeläufe nachgewiesen werden, jeweils mit charakteristischen Geröllgemeinschaften. Während der nordischen Inlandvereisungen und der Interglaziale erfolgte mehrfach eine Verlegung der Flussläufe. Durch das vorrückende Inlandeis und periglaziale Prozesse wurden die Elbschotter teilweise abgetragen, umgelagert und mit Glazialablagerungen vermengt. Auf den Tertiärhochflächen der Niederlausitz treten Ablagerungen der älteren „Senftenberger Elbeläufe“ (Pliozän und Altpleistozän) zu Tage, in Süd-Brandenburg die des mittelpleistozänen „Berliner Elbelaufs“ (Spätelster bis Frühsaale) sowie holozäner Elbeläufe.
Dieser Artikel ergänzt die Dokumentation von Elbgeröllen aus dem Gebiet zwischen Teltow und Fläming, südwestlich von Berlin, an und zeigt Funde von ausgewählten Lokalitäten in Südbrandenburg und Sachsen. Dabei wurde bevorzugt in der Überkorn-Fraktion (5-25 cm) gesucht, was eine gewisse Selektion der Funde hinsichtlich ihrer Häufigkeit bedingt. So sind Einzelgerölle von Amethyst und Chalcedon oder die beliebten Achatgerölle oftmals recht klein und im Überkorn kaum zu finden. Die Bestimmung der Gerölle erfolgte nach 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 und SCHWARZ 2021 teilweise revidiert und erweitert wurden.
2. Fundlokalitäten
Im Zusammenhang mit der Dokumentation von Geröllfunden aus dem Berliner Gebiet sind Kiesgruben mit Ablagerungen des mittelpleistozänen Berliner Elbelaufs von besonderem Interesse, die Fundbeschreibungen aus den Gruben Mühlberg und Altenau daher besonders umfangreich. Für einen Einblick in die Petrographie der Elbgerölle liegt ein Besuch der Elbufer in Dresden und Meißen nahe. Weitere Lokalitäten mit Ablagerungen älterer Elbeläufe wurden nur sporadisch aufgesucht (Senftenberger Elbeläufe). Lokalsammler halten hier bevorzugt Ausschau nach Elbgeröllen von Achat, Jaspis oder paläozoischen Kieselhölzern, auch Moldavite vom Nördlinger-Ries-Impakt wurden hier gefunden.
Abb. 2: Übersichtskarte der Fundlokalitäten im südlichen Brandenburg und in Sachsen (ohne Dresden und Meißen).
In den Kiesgruben Mühlberg und Altenau dominieren klar Gesteine südlicher Herkunft („südliche Gerölle“ bzw. „Elbgerölle“), nordische Geschiebe sind nur zu einem geringen Prozentsatz vertreten. Die Kiese an diesen Lokalitäten sind Ablagerungen des mittelpleistozänen Berliner Elbelaufs, in Mühlberg auch jünger (STEDING 1996, WOLF & ALEXOWSKY 1998). Es bietet sich ein vielfältiges Geröllinventar mit Gesteinsmaterial aus dem Barrandium in Böhmen, der sächsischen und böhmischen Seite des Erzgebirges, Döhlener Becken und Meißener Massiv. Gesteine aus dem Riesengebirge und dem Nordwestsächsischen Vulkanitkomplex sowie Gerölle aus dem Muldesystem besitzen hier nur einen sehr geringen Anteil (EISSMANN 1975). Alle folgenden Funde stammen aus Altenau, nur die Funde aus Mühlberg werden eigens gekennzeichnet. Aufgrund der Fülle des Materials aus diesen beiden Gruben wurde eine grobe Sortierung nach Gerölltyp, Herkunft oder petrographischen Merkmalen vorgenommen.
Abb. 3: Überkornhalde in der Kiesgrube Altenau.Abb. 4: Dem Besucher fällt schnell der hohe Anteil grauer Alkalivulkanite aus der Eruptivprovinz des Egergrabens auf.
Der Anteil nordischer Geschiebe in der Überkorn-Fraktion wird auf maximal 1-2% geschätzt. Vereinzelt finden sich Feuersteine, unterkambrische Skolithos-Sandsteine oder Rapakiwi-Granite.
Quarzreiche Gerölle: In der Grobkies-Fraktion ist der Milchquarz-Anteil sehr hoch, im Überkorn treten sie 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. 6: Kasten- oder Zellenquarz, Breite 12 cmAbb. 7: Strahlenquarz; große gelbe Pseudomorphosen von Quarz nach Baryt sind aus dem Mittelerzgebirge bekannt.Abb. 8: Kastenquarz, angefeuchtete Schnittfläche.Abb. 9: Quarzreiche Störungsbrekzie mit Milchquarzbändern und hell orange-farbenen Achat-Fragmenten (osterzgebirgischer „Trümmerachat“); Breite 11 cm.
Cherts und Hornsteine, „Kieselschiefer“ und „Lydite“: Sehr häufig sind die als „Lydit“ bezeichneten schwarzen Hornsteine und Cherts, die mit Milchquarz gefüllte Risse aufweisen. Darüber hinaus findet sich eine Vielfalt ähnlicher quarzreicher und sehr harter Gesteine mit grauer, grüner und gelber Färbung. „Kieselschiefer“ ist eine verbreitete Bezeichnung für geschichtete Hornsteine. Auffällig ist das gehäufte Auftreten roter Hornsteine, ein Teil davon könnte aus dem Döhlener Becken stammen.
Abb. 10: Schwarzer, landläufig als „Lydit“ bezeichneter Hornstein. Im vermuteten Hauptliefergebiet dieser schwarz-weißen Kieselgerölle (Brdy) konnten bislang allerdings keine Radiolarien nachgewiesen werden, daher sind die Gesteine auch nicht als Lydite anzusehen.Abb. 11: Sich kreuzende Kluftstaffeln in einem dunkelgrauen Hornstein, Breite 11 cm.Abb. 12: Grünlicher Hornstein mit roten Flecken, Breite 9 cm.Abb. 13: Silifizierter Vulkanit (Tuffit) mit gelben, grünen und roten Farbanteilen, Breite 15 cm.Abb. 14: Orangeroter Hornstein mit undeutlich entwickelter Lagentextur (geschichteter Hornstein); Breite 7,5 cm.Abb. 15: Quarzreiche tektonische Brekzie mit roten Farbanteilen (roter Hornstein, Jaspis).Abb. 16: Fein laminierter geschichteter Hornstein mit Milchquarzadern und etwas rotem Achat, Aufnahme unter Wasser.
Känozoische Alkalivulkanite (Tephrite, Ol-Px-Basanite, Phonolithe): Die Alkalivulkanite aus der Eruptivprovinz des Egergrabens stellen den häufigsten Gerölltyp auf den Überkornhalden in Altenau und Mühlberg. Entsprechend lässt sich eine große Variationsbreite an Tephriten, Basaniten (Olivin-Pyroxen-Basaniten, auch Ankaramite) und Phonolithen sammeln. Eine Bestimmung der Gesteine anhand äußerliche Merkmalen ist eingeschränkt möglich, für eine exakte Ansprache ist man auf Laboruntersuchungen angewiesen.
Abb. 17: Alkalivulkanite in der Kiesgrube Altenau; die hellen, feinkörnigen Gesteine werden (unter Vorbehalt) als Phonolithe, Vulkanite mit Pyroxen-Einsprenglingen als Tephrite und Olivin-Pyroxen-Vulkanite als Basanite angesprochen. In der Bildmitte ein helles syenitisches Gestein mit körniger Grundmasse.
Tephrite weisen eine graue bis bläuliche Verwitterungsrinde und eine feinkörnige Grundmasse auf. Als Einsprengling tritt idiomorpher und glasglänzender Klinopyroxen auf, gelegentlich ist auch amygdaloides Gefüge (Mandelsteingefüge) zu beobachten.
Abb. 18: Tephrit, Kiesgrube Mühlberg.Abb. 19: Tephrit, teilweise mit sternförmigen Durchkreuzungen der schwarzen Pyroxen-Kristalle.Abb. 20: Tephrit mit amygdaloidem Gefüge, Breite 17 cm, Mühlberg.Abb. 21: Tephrit? mit feinkörnigen und schwach kantengerundeten Lapilli, Breite 23 cm.
Xenolithe von Erdmantelgesteinen (Peridotiten) treten in den känozoischen Alkalivulkaniten nur vereinzelt auf. Bemerkenswert ist der Fund eines Tephrits mit einem großen dunklen Peridotit-Xenolith (Olivin-Klinopyoxenit bzw. Olivin-Websterit) oder Pyroxen-Olivin-Kumulat.
Abb. 22: Tephrit mit dunklem Peridotit-Xenolith (Olivin-Pyoxenit) und weiteren feinkörnigen Xenolithen.Abb. 23: 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 werden zunächst als Basanite bezeichnet. Olivin verwittert auf der Gesteinsoberfläche meist gelblich, im Bruch ist er flaschengrün gefärbt. Der Anteile an Einsprenglingen schwankt, besonders Ol-Px-reiche Varianten können auch als Ankaramit bezeichnet werden. In der Grundmasse fein verteilte Foide bewirken die leichte Verwitterbarkeit der Gesteine, mit dem bloßen Auge sind sie nicht sichtbar, Foid-Einsprenglinge nur selten zu beobachten.
Abb. 24: Basanit mit löchriger Oberfläche durch ausgewitterte Olivin-Einsprenglinge; etwas weniger schwarzer Pyroxen. Mühlberg, Breite 14 cm.Abb. 25: Einsprenglingsarmer Basanit mit feinkörniger Grundmasse und Olivin-Einsprenglingen, wenig Pyroxen. Isometrische, teils 6-eckige Umrisse der Löcher sind ein Hinweis auf ausgewitterte Foid-Einsprenglinge; Mühlberg, Breite 11,5 cm.Abb. 26: Bruchfläche eines ankaramitischen Basanits mit reichlich gelbgrünen Olivin- und dunkelgrünen Pyroxen-Einsprenglingen. Mühlberg, Breite 9 cm.Abb. 27: Säulenförmiger Alkalivulkanit ohne Einsprenglinge; Breite 12 cm.
Hin und wieder lässt sich die für Alkalivulkanite typische Sonnenbrenner-Verwitterung sowie bizarre kugelförmige Verwitterungserscheinungen beobachten.
Abb. 28: Alkalivulkanit mit Sonnenbrenner-Verwitterung, Breite 19 cm.Abb. 29: Alkalivulkanit mit kugeliger Verwitterungstextur, Breite 13,5 cm.
Phonolithe besitzen eine hellgraue bis grünliche Verwitterungsrinde, eine feinkörnige bis dichte Grundmasse und enthalten wenige, teilweise sehr kleine Einsprenglinge von schwarzem Klinopyroxen oder nadeligem Ägirin sowie wenige Alkalifeldspat-Einsprenglinge (Sanidin). Eine Verwechslungsmöglichkeit besteht mit den Trachyten.
Abb. 30: Alkalivulkanit (Phonolith) mit schwarzgrünen Einsprenglingen dunkler Minerale, einer feinkörnigen Grundmasse und einigen größeren hellen Feldspat-Einsprenglingen (Sanidin), Breite 21 cm.Abb. 31: Heller Alkalivulkanit (Phonolith) mit säuligen Pyroxen, nadeligen Ägirin- und durchscheinenden Sanidin-Einsprenglingen. Breite 9 cm.
Ein auffälliger Typ Alkalivulkanit besitzt eine helle, körnige und feldspatreiche Grundmasse und enthält zahlreiche Pyroxen-Einsprenglinge. Es dürfte sich um ein trachytisches bis phonolithisches bzw. syenitisches bis foidsyenitischesGanggestein oder einen Subvulkanit handeln. Foide sind makroskopisch nicht erkennbar.
Abb. 32: Trachytischer bis phonolithischer Alkalivulkanit (Ganggestein oder Subvulkanit), trocken fotografiert, Breite 14 cm.Abb. 33: Die Nahaufnahme der nassen Oberfläche zeigt Klinopyroxen-Einsprenglinge in sternförmiger Verzwilligung sowie einen perfekt sechseckigen Querschnitt.
Böhmisches Quarz-Lydit-Konglomerat: Das Elbeleitgeröll aus den Brdy (Mittelböhmisches Waldgebirge) tritt gelegentlich im Berliner Elbelauf auf. Eine Verwechslungsmöglichkeit besteht u. U. mit den böhmischen Tertiärquarziten. Typische Merkmale sind eine grünlichgraue Gesamtfarbe, weiße und meist gut gerundete Milchquarz-, etwas weniger schwarze „Lydit“-Lithoklasten sowie eine ähnlich zusammengesetzte Matrix.
Abb. 34: Böhmisches Quarz-Lydit-Konglomerat, Breite 20 cm.Abb. 35: Böhmisches Quarz-Lydit-Konglomerat, Breite 17 cm.Abb. 36: Böhmisches Quarz-Lydit-Konglomerat, Breite 14 cm.Abb. 37: Böhmisches Quarz-Lydit-Konglomerat mit rötlicher Matrix, Breite 13 cm.Abb. 38: Wahrscheinlich Böhmisches Quarz-Lydit-Konglomerat; dunkle Chert-Klasten sind nur innerhalb der Matrix erkennbar, Breite 12 cm.
Aus dem Kambrium oder Ordovizium des Barrandiums könnten auch plattige und gelblichgrüne bis rötliche Sandsteine stammen, die nur untergeordnet dunkle Cherts enthalten.
Abb. 39: Gelblichgrüner und roter Sandstein mit dunklen Chert-Lithoklasten, 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. 45) 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. 40: Brauner und silifizierter Skolithos-Sandstein.
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 eine Skolithos-Ichnofauna zu beobachten. Aus den unterordovizischen red beds des Barrandiums in Böhmen werden ähnliche Gesteine beschreiben.
Abb. 41: Silifizierter Feinsandstein mit roten Flecken, Breite 19 cm.Abb. 42: Ähnlicher Lithotyp, Breite 10 cm.Abb. 43: Silifizierter Feinsandstein mit Skolithos-Ichnofauna; Breite 15 cm.Abb. 44: Nahaufnahme der nassen Oberfläche.Abb. 45: Sich verzweigende Gänge von Pragichnus fascis CHL in einem hellen und silifiziertem Sandstein, Blick auf die Schichtebene, Breite 10 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.
Abb. 46: Paläozoisches Kieselholz, Aufnahme unter Wasser.Abb. 47: Dunkles paläozoisches Kieselholz, polierte Schnittfläche.Abb. 48: In der Nahaufnahme sind die gut erhaltene Holzstruktur und roter Bandachat als Umrandung mit Quarz gefüllter Hohlräume erkennbar.Abb. 49: Paläozoisches Kieselholz, Kiesgrube Mühlberg, Aufnahme unter Wasser.Abb. 50: Gleicher Stein, polierte Schnittfläche.Abb. 51: Nahaufnahme.
Die weichen Kreidesandsteine (Elbsandstein) sind als Elbgeröll offenbar nicht besonders erhaltungsfähig und treten nur vereinzelt auf. Hin und wieder sind Faunenreste enthalten.
Abb. 52: Kreidesandstein mit Inoceramen-Fragment? Breite 23 cm (Mühlberg).
„Tertiärquarzite“, „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 proterozoische Chert-Lithoklasten 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.
Osterzgebirgische Geröllgemeinschaft: Ein weitläufiges Störungssystem mit quarzreichen Gang- und 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, ihr gemeinsames Auftreten kennzeichnet die osterzgebirgische Geröllgemeinschaft.
Abb. 55: Osterzgebirgische Quarz-Amethyst-Brekzie, polierte Schnittfläche. Quarz- und Amethyst-Bänder wurden durch erneute tektonische Überprägung geklüftet und gegeneinander verstellt.Abb. 56: Osterzgebirgische Gangfolge aus Quarz, schwach violettem Amethyst und rotem Hornstein, Aufnahme unter Wasser.Abb. 57: Quarz-Achat-Gangbrekzie, Aufnahme unter Wasser.Abb. 58: Nahaufnahme des Bandachats, nasse Oberfläche.Abb. 59: Quarz-Achat-Gangbrekzie („Trümmerachat“), Aufnahme unter Wasser.Abb. 60: Nahaufnahme der polierten Schnittfläche.
Weniger typisch und nur bedingt auf das Osterzgebirge zurückführbar sind tektonische Brekzien ohne die charakteristischen Amethyst-Achat-Paragenesen sowie Quarz-Brekzien mit Jaspis/rotem Hornstein.
Abb. 61: Gang- oder Störungsbrekzie mit Bergkristall und teilweise von dunklem Hornstein umgebenen Fragmenten; polierte Schnittfläche.Abb. 62: Gang- oder Störungsbrekzie mit orangerotem Jaspis, Aufnahme unter Wasser.Abb. 63: Gleicher Stein, Nahaufnahme der polierten Schnittfläche mit gebänderten und ooidartigen Jaspis-Partien.Abb. 64: Quarz-Jaspis-Brekzie, trocken fotografiert.Abb. 65: Gleicher Stein, Nahaufnahme unter Wasser. Neben rotem Hornstein/Jaspis ist auch dunkler Hämatit erkennbar.
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). Wegen ihrer weiten Verbreitung wurden sie früher allgemein als „Neovulkanite“ bezeichnet, in Abgrenzung zu den „Paläovulkaniten“ nordischer Herkunft. Eine zeitgemäße Sammelbezeichnung ist „postvariszische Vulkanite“
In den Kiesgruben Mühlberg und Altenau finden sich postvariszische 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. 66: Zusammenstellung von postvariszischen Vulkaniten, Kiesgrube Altenau, Aufnahme unter Wasser.Abb. 67: Postvariszischer Vulkanit (Rhyolith) mit fleckiger, durch Kaolinisierung partiell gebleichter Grundmasse. Breite 11 cm.
Abb. 68-73 zeigt weitere Beispiele aus der Kiesgrube Altenau.
Abb. 74: Einige Vulkanite lassen eutaxitisches Gefüge erkennen, ein klarer Hinweis auf ihre Ablagerung als Ignimbrit.Abb. 75: Aschentuff? mit fluidaler Lagentextur und synsedimentärer(?) Faltung, Breite 15 cm.Abb. 76: Rhyolith mit sphärolithischer Textur, Aufnahme unter Wasser.
Ein weiteres primär vulkanisches Gefüge in den postvariszischen Vulkaniten sind runde bis eiförmige, teilweise konzentrisch aufgebaute Lithophysen oder Sphärolithe, die manchmal auch als „Wilde Eier“ bezeichnet werden.
Abb. 77: Rhyolith mit konzentrisch aufgebauten, teilweise mit bläulichem Chalcedon gefüllten Lithophysen, polierte Schnittfläche.Abb. 78: Nahaufnahme; innerhalb der konzentrisch aufgebauten Lithophyse am rechten Bildrand sind hellere, radialstrahlig-faserige Partien (Sphärolithe) erkennbar.
Der nächste Fund, ein rötlichgrauer Rhyolith, weist auf einer Seite einen Besatz mit cremefarbenen runden Aggregaten auf (Lithophysen und/oder Spärolithe).
Abb. 79: Breite 12 cm
Abb. 80: Breite 12 cm
Abb. 81: Nahaufnahme
Abb. 82: polierte Schnittfläche, Nahaufnahme
Abb. 83: polierte Schnittfläche, Nahaufnahme
Abb. 84: Gelblichgrüner Vulkanit mit perlitischer Textur und zahlreichen hellen, wahrscheinlich im Zuge der Entglasung zerbrochenen Lithophysen, teilweise gefüllt mit blauem Chalcedon; polierte Schnittfläche. Das Gestein könnte aus dem Gebiet des Teplitzer Rhyoliths (Osterzgebirge) stammen (SCHWARZ & LANGE 2013).Abb. 85: Nahaufnahme; grüne Grundmasse mit perlitischer Textur und weiße Lithophysen.
Ebenfalls zu den postvariszischen Vulkaniten dürften Tuff-Brekzien mit grünlicher und dichter Tuffmatrix und Vulkanoklasten mit fluidaler Textur gehören. Ihr Herkunftsgebiet könnte im Meißener Vulkanitgebiet oder im Döhlener Becken zu suchen sein (pers. Mitteilung Dr. Schwarz/Cottbus). Der folgende Fund stammt allerdings nicht aus Südbrandenburg, sondern aus der Kiesgrube Niederlehme bei Berlin, in der zeitweilig Material aus Mühlberg gelagert wurde.
Abb. 86: Tuffbrekzie mit grüner Matrix und eckigen Vulkanoklasten, teils mit feinschichtiger oder fluidaler, teils mit sphärolithischer Textur. Das Gestein ist durch seine nachträgliche Verkieselung sehr hart und zäh. Polierte Schnittfläche.Abb. 87: Nahaufnahme; überwiegend eckige Vulkanoklasten sprechen für einen kurzen Transportweg.
Braune bis rotbraune Gang- oder Granitporphyre bilden ein System von Gängen und kleinen Massiven im Osterzgebirge und sind ebenfalls zu den postvariszischen Vulkaniten zu rechnen. Einige dieser Gesteine, z. B. der Altenberger Granitporphyr oder der Gangporphyr an der Burg Frauenstein weisen ein charakteristisches Erscheinungsbild auf und könnten als Elbeleitgeröll geeignet sein. In Mühlberg und Altenau gehören die osterzgebirgischen Gang- bzw. Granitporphyre zu den regelmäßigen Funden. Sie weisen eine feinkörnige bis körnige Grundmasse auf und enthalten neben runden Quarz- auch 1-3 cm große Feldspat-Einsprenglinge, die nicht selten eine ausgeprägte Zonierung aufweisen.
Der blassrote und mittel- sowie gleichkörnige Meißener Granit besteht im Wesentlichen 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. Granite aus dem Meißener Massiv sind ein häufiger Fund in Mühlberg und Altenau.
Abb. 90: Meißener Granit, Breite 11 cm.Abb. 91: Hellroter Meißener Granit; Quarz erscheint durch (wahrscheinlich nur äußerlich) fein verteiltes Hämatitpigment dunkelrot gefärbt; Breite 23 cm.
Vereinzelt finden sich massige oder foliierte Plutonite und Metamorphite mit granitischer Zusammensetzung, die als einziges dunkles Mineral schwarzen Turmalin enthalten (sog. „Turmalingranit“). Mehrere kleine Vorkommen im Einzugsgebiet der Elbe sind bekannt, der Gesteinstyp tritt auch als Geschiebe auf.
Abb. 92: „Turmalingranit“, Quarz-Feldspat-Gneis mit größeren schwarzen Turmalin-Einsprenglingen (Mühlberg).Abb. 93: „Turmalingranit“, Quarz-Feldspat-Gestein mit schwarzem Turmalin, Breite 11 cm.
Eine Reihe von Funden ließ sich bislang keinem näheren Vorkommen zuordnen, in manchen Fällen wird dies auch gar nicht möglich sein. Die südliche Herkunft der Gesteine steht aber außer Frage. Regelmäßig finden sich rote bis rotviolette Gesteine mit stumpfem Glanz, die im Wesentlichen aus Jaspis bzw. rotem Hornstein bestehen. Teils sind es massige Hornsteine, teils tektonische Brekzien („Jaspisbrekzien“) oder durch jaspisartige Ausscheidungen überprägte Vulkanite. Die Herkunft der meisten Funde dürfte mangels weiterer charakterisierender Merkmale kaum zu klären sein, als mögliche Liefergebiete kommen das Osterzgebirge, Döhlener Becken oder Vorkommen in Böhmen in Frage.
Abb. 94: Massiger roter und jaspisartiger Hornstein mit Fragment einer quarzreichen tektonischen Brekzie, Aufnahme unter Wasser. Das Gestein könnte aus dem Osterzgebirge stammen.Abb. 95: Massiger roter Hornstein (Jaspis), trocken fotografiert, Breite 19 cm.Abb. 96: Brekzie mit orangeroten Vulkanit-Lithoklasten und einer jaspisartigen roten und dichten Matrix, Breite 17 cm.Abb. 97: Nahaufnahme unter Wasser.
Mehrere Funde von schwach metamorphen und klastengestützten, fast ausschließlich aus dunklen Cherts und geschichteten Hornsteinen bestehenden Konglomeraten weisen Ähnlichkeiten zu den Kulm-Konglomeraten von Kummersdorf im Görlitzer Antiklinorium auf, können aber kaum von dort stammen. Ihre Herkunft ist bislang ungeklärt, vermutet wird ein oberkarbonisches Alter und eine Sedimentation während der variszischen Gebirgsbildung.
In Mühlberg fanden sich mehrfach grünliche Metakonglomerate mit hellen Vulkanit-Lithoklasten, in Altenau wurde der Gesteinstyp bisher gar nicht beobachtet.
Abb. 100: Grünliches Metakonglomerat, trocken fotografiert, Kiesgrube Mühlberg.Abb. 101: Nahaufnahme der nassen Oberfläche.Abb. 102: Tektonische Brekzie mit teilweise hämatitimprägnierten Lithoklasten eines fein geschichteten Sedimentgesteins (geschichteter Hornstein), verbunden durch einen transparentem Quarz-Zement, Herkunft unbekannt, Aufnahme unter Wasser.Abb. 103: Nahaufnahme unter Wasser.Abb. 104: Tektonische Brekzie mit teils gneisigen Lithoklasten, die von einem dunklen und hornsteinartig dichtem Saum umgeben sind; von diesen Bruchstücken radialstrahlig ausgehend kristalliner Quarz als Zement. Im unteren Teil eine Grenze zu einem grünlichen Hornstein. Aufnahme unter Wasser.Abb. 105: Quarzreiche Brekzie mit unbekannter Mineralisation der Klüfte, Breite 13 cm.Abb. 106: Nahaufnahme der Bruchfläche unter Wasser.
Typische Gerölle des Berliner Elbelaufs, die aber bisher weder in Mühlberg, noch in Altenau gefunden wurden, sind Grauwacken, Knotengrauwacken (graue Kontaktmetamorphite mit dunklen Flecken von Cordierit o. ä.) und die ohnehin seltenen Erdbrandgesteine („Porzellanite“). Wenig beachtet wurden auch die meist merkmalsarmen hellen Gneise, Glimmerschiefer und Metabasite. Ein Teil von ihnen dürfte aus dem Erzgebirge oder variszischen Einheiten stammen, die Gesteine unterscheiden sich aber nur wenig von ihren „Verwandten“ nordischer Herkunft.
Abb. 107: Graugrüner Metabasit, Breite 13 cm.
Abb. 108: Grüner Metabasit („Diabas“), Breite 14 cm.
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 allerdings ungeklärt.
Abb. 109: Hellgrüner „Serizitschiefer“, Breite 16 cm.
Veränderungen im Einzugsgebiet der Elbe und somit der Liefergebiete von Geröllen spiegeln sich in einer unterschiedlichen Vergesellschaftung von Geröllen wieder. Als Beispiel seien mehrfache Funde von „Fleckengraniten“ sowie des Metakonglomerats in Abb. 100-101 in der Kiesgrube Mühlberg angeführt, in der Kiesgrube Altenau fehlen diese Gesteine. Die Ablagerungen in Altenau stammen aus der Zeit des Berliner Elbelaufs, in Mühlberg werden auch holozäne Schotter gefördert. Die kleinkörnigen Fleckengranite enthalten dunkle und mehrere cm große Flecken, wahrscheinlich granoblastische Mineralneubildungen im Zuge (kontakt?)-metamorpher Überprägung.
Abb. 110: Fleckengranit, Mühlberg, trocken fotografiert.Abb. 111: Nahaufnahme der nassen Oberfläche. In der Grundmasse ist eine leichte Einregelung der Mineralbestandteile erkennbar. Die Mineralkörner innerhalb der Flecken (Quarz, Cordierit?, Feldspat, Amphibol?) erscheinen undeformiert.Abb. 112: Ein weiterer Fleckengranit aus Mühlberg, nass fotografiert, Breite 20 cm.Abb. 113: Überkornhalde in der Kiesgrube Mühlberg.
2.2. Kiesgrube Dixförda
Der einzige Fund aus der Kiesgrube Dixförda (Sachsen-Anhalt) ist eine exotische Jaspis-Variante, ein Elbeleitgeröll aus dem Gebiet von Raum Hořovice. Das sphärolithische Gefüge ist wahrscheinlich auf die Tätigkeit von Mikroorganismen zurückzuführen (SCHWARZ et al 2012).
Abb. 114: Sphärolithischer rot-gelber Jaspis, Kiesgrube Elbekies Dixförda, ca. 20 km südlich Jüterbog; Aufnahme unter Wasser, Slg. G. Engelhardt (Potsdam).
Der Besuch der Elbufer in den Städten Meißen oder Dresden bietet eine gute Gelegenheit zum Studium der Elbgerölle. Insbesondere nach Hochwasser-Lagen bestehen gute Fundmöglichkeiten. Zur stratigraphischen Herkunft lassen sich natürlich keine Aussagen treffen, teilweise handelt es sich um rezente Gerölle, transportiert worden, teilweise dürften sie aus Anschnitten älterer Flussterrassen stammen.
Abb. 1: Gerölle am Elbstrand in der Nähe vom „Blauen Wunder“ (Dresden), Bildbreite 35 cm: Milchquarze und graue Cherts, hellgraue Alkalivulkanite mit schwarzen Pyroxen-Einsprenglingen aus dem Böhmischen Mittelgebirge, postvariszische Vulkanite und ein Knollenstein („Tertiärquarzit“).Abb. 2: „Tertiärquarzit“ aus voriger Abbildung, wahrscheinlich aus Nordböhmen stammend.Abb. 3: Hornstein mit gradierter Schichtung („anchimetamorphe“ Grauwacke?), Elbgeröll von Meißen, Aufnahme unter Wasser.Abb. 4: Kontaktmetamorphit („Knotenschiefer“), Elbgeröll von Meißen, Aufnahme unter Wasser.Abb. 5: Monzonit aus dem Meissener Massiv, gehäufter Fund in einer Kiesgrube bei Sönitz, ca. 8 km SSW von Meißen (51.106041, 13.426419), Aufnahme unter Wasser.
Das nächste Gestein stammt aus Abraum von einem Tunnelbau in Pirna. In den sandig-lehmigen Ablagerungen fanden sich sowohl südliche Gerölle, als auch Geschiebe (Feuersteine). Es handelt sich um einen postvariszischen Vulkanit mit Lithophysen, die mit bläulichem Chalcedon gefüllt sind. In Vulkaniten nordischer Herkunft konnten sich solche primären vulkanischen Gefüge in der Regel nicht erhalten.
Abb. 6: Postvariszischer Vulkanit mit Kugeltextur, Außenseite, Aufnahme unter Wasser.Abb. 7: Gleicher Stein, polierte Schnittfläche.Abb. 8: Die Nahaufnahme zeigt die undeutlich konzentrisch aufgebauten, mit bläulichem Chalcedon gefüllten Lithophysen.
Nachfolgend werden Funde von Elbgeröllen von den Lokalitäten 5-10 gezeigt, sowohl aus dem mittelpleistozänen Berliner, als auch aus dem Senftenberger Elbelauf (Miozän bis Altpleistozän).
Abb. 9: Lage der Fundorte im südlichen Brandenburg und in Nordost-Sachsen.
In der Kiesgrube Hennersdorf werden Vor- und Nachschüttungen der Saale-1-Kaltzeit mit fluviatilen Resten des Berliner Elbelaufs abgebaut (SCHWARZ 2021). Funde von Achaten aus dem Böhmischen Riesengebirgsvorland und Moldavit-Funde sprechen eher für ein Geröllspektrum des Senftenberger Elbelaufs. GENIESER 1962:145 erwähnt einen von Finsterwalde bis nach Schlieben verlaufenden Kiessandzug („Hennersdorfer Kiese“) mit Geröllen des Senftenberger Elbelaufs, der auch nordische Geschiebe enthält; die Elbgerölle könnten auch aus elsterzeitlichen Ablagerungen stammen.
Abb. 10: Gemischte Geschiebe-/Geröllgemeinschaft in der Kiesgrube Hennersdorf: überwiegend Milchquarz und graue Cherts, vereinzelt nordische Feuersteine; Bildbreite 42 cm.Abb. 11: Graue Cherts/Hornsteine und ein Jaspis-Geröll, Aufnahme unter Wasser.Abb. 12: Links zwei Böhmische Quarz-Lydit-Konglomerate, unten rechts ein streifig durchscheinender Gangquarz, Aufnahme unter Wasser.
2.5. Kiesgrube Rückersdorf
Die Kiesgrube Rückersdorf, etwa 4 km südlich von Doberlug-Kirchhain, baut laut geologischer Karte (www.geo.brandenburg.de) elsterzeitliche Schmelzwasser-Ablagerungen ab. GENIESER 1953 beschreibt Geröllfunde aus dem Gebiet von Doberlug.
Abb. 13: Hornsteine/Cherts, oben rechts ein Exemplar mit eigenwilligem Kluftmuster; Aufnahme unter Wasser.Abb. 14: „Tertiärquarzit“, nass fotografiert.
„Knotengrauwacken“ (kontaktmetamorphe Grauwacken) wurden in Rückersdorf mehrfach beobachtet. Der Gerölltyp tritt nach GENIESER 1957 vermehrt im Berliner Elbelauf auf.
Abb. 15: „Knotengrauwacke“, Aufnahme unter Wasser.
Abb. 16: Nahaufnahme.
Abb. 17: „Knotengrauwacke“ mit erkennbarer Schrägschichtung, Aufnahme unter Wasser.
2.6. Kiesgrube Buchwäldchen
Während eines Besuches im Juni 2023 bestanden nur eingeschränkte Fundmöglichkeiten. Es konnten einige streifig durchscheinende Gangquarze, schwarze Cherts, lackglänzende Gerölle, zwei konglomeratische Sandsteine (böhmisches Quarz-Lydit-Konglomerat) und ein roter Kastenquarz aufgelesen werden. Die Gerölle sind hier kaum größer als 4 cm und gut gerundet, Cherts oftmals nur kantengerundet.
Abb. 18: Typische Zusammensetzung reiner Elbeschotter: überwiegend Milchquarz, neben einigen dunklen Cherts; Bildbreite 40 cm.Abb. 19: „Tertiärquarzit“ aus der Kiesgrube Buchwäldchen; Varianten mit dunklen Chert-Lithoklasten stammen wahrscheinlich aus Vorkommen in Nordböhmen. Foto: M. Bräunlich (kristallin.de).
2.7. Kiesgrube Saalhausen
Funde aus der Kiesgrube Saalhausen (Senftenberger Elbelauf) wurden mir freundlicherweise von Herrn St. Schneider (Berlin) überlassen.
Abb. 20: Geröllgemeinschaft aus der Kiesgrube Saalhausen.Abb. 21: Lackglänzende, in aridem Klima eingekieselte und mit Chalcedon überzogene Gerölle, ähnlich den Geröllen aus den „Kiesen vom Buchwäldchen-Typ“.Abb. 22: Sedimentgesteine; rechts unten ein Böhmisches Quarz-Lydit-Konglomerat, oben rechts und unten links „Tertiärquarzite“.
Abb. 23: Knollenstein („Tertiärquarzit“), wahrscheinlich aus dem Tertiär von Nordböhmen.
Abb. 24: Jaspisgeröll mit Lagentextur.
Abb. 25: Amethystgeröll, nass fotografiert.
Abb. 26: Schwarzer Hornstein mit hellem Bandachat.
Zu den seltenen Funden im Senftenberger Elbelauf gehören verkieselte Hölzer des Baumfarns Psaronius.
Abb. 27: Luftwurzeln des Baumfarns Psaronius, leg. und coll. B. Mekiffer (Berlin).
2.8. Kiesgrube Neukollm
In Neukollm stehen laut GUEK 4750 glazial gestauchte saalezeitliche Ablagerungen an, die nach der Karte in LANGE 2012: 33 Gerölle des Senftenberger Elbelaufs aufgenommen haben. Bei einem Besuch fanden sich Tertiärquarzite und Böhmische Quarz-Lydit-Konglomerate in größerer Anzahl, ebenso Jaspis-Gerölle mit ooidartiger Textur.
Abb. 28: Streifiger Gangquarz, nass fotografiert.Abb. 29: Dunkle „Lydite“/Cherts.Abb. 30: Rote Cherts und Hornsteine, Aufnahme unter Wasser.Abb. 31: Links ein geschichteter Hornstein, rechts eine osterzgebirgische Quarz-Amethyst-Achat-Gangbrekzie, Aufnahme unter Wasser.
Abb. 32: Achatgeröll
Abb. 33: Chalcedongeröll mit der typisch brombeerartigen Oberfläche.
Abb. 34: Diverse „Tertiärquarzite“, oben rechts ein Böhmisches Quarz-Lydit-Konglomerat.Abb. 35: „Tertiärquarzit“, Diamiktit mit überwiegend eckigen Quarz-Lithoklasten und einer feinkörnigen und verkieselten Grundmasse.Abb. 36: Rötlicher „Tertiärquarzit“Abb. 37: „Tertiärquarzit“ mit Chert-Geröllen, wahrscheinlich böhmischer Herkunft, nass fotografiert.Abb. 38: Böhmisches Quarz-Lydit-Konglomerat mit der typisch graugrünen Farbe, Aufnahme unter Wasser.Abb. 39: PostvariszischerVulkanit mit eckigen Quarz-Einsprenglingen, Aufnahme unter Wasser.
2.9. Kiesgrube Großgrabe
In der Kiesgrube Großgrabe, etwa 12 km südwestlich von Neukollm, werden glazifluviatile Ablagerungen eines jüngeren elsterzeitlichen Vorstoßes abgebaut.
Abb. 40: Anschnitt sandiger bis kiesiger fluviatiler Sedimente in der Kiesgrube Großgrabe, Höhe der Abbauwand etwa 5 m.Abb. 41: Zellige Gangquarze und ein rötlich-gelber Kastenquarz.Abb. 42: Rötlich-gelber Kastenquarz, Aufnahme unter Wasser.Abb. 43: Böhmisches Quarz-Lydit-Konglomerat, Aufnahme unter Wasser.Abb. 44: „Turmalingranit“, heller Quarz-Feldspat-Magmatit mit schwarzen Turmalin-Kristallen.
In der Grobkiesfraktion konnten zahlreiche Jaspis-Gerölle aufgesammelt werden, einige mit ooidartigem oder sphärolithischem Gefüge.
Abb. 45: Jaspis-Gerölle, Aufnahme unter Wasser.Abb. 46: Sphärolithischer Jaspis, Aufnahme unter Wasser (Rückseite vgl. Abb. 1, Teil 1).
Darüber hinaus fanden sich in der Grube bunte und tonige, schluffige bis feinsandige Lockergesteine (Ton- bis Siltsteine), die wahrscheinlich aus unmittelbarer Nähe, aus den nördlich ausstreichenden Vorkommen der unter- bis mittelmiozänen Brieske-Formation stammen.
Abb. 47: Bunte Ton- und Siltsteine, Nahgeschiebe.
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SCHWARZ D & LANGE JM 2017 Gravitationsgebänderte Achate in Elbeschottern nördlich von Dresden – Veröff. Museum für Naturkunde Chemnitz 40 (2017): 167-178.
SCHWARZ D & RIEDRICH G 2010 Neue südliche Gerölle in Ostsachsen und Süd- brandenburg – Ein Beitrag zur Frage nach dem Ursprung fluviatilen Gerölls aus Böhmen. – Der Aufschluss, 61: 187–193; Heidelberg.
SCHWARZ D 2021 Funde südlichen Gerölls in Südbrandenburg und Ostsachsen von der Neiße bis zum nördlichen sächsischen Elbtal – www.agates.click
STACKEBRANDT W & FRANKE D 2015 Geologie von Brandenburg. – 805 S., 313 Abb., 60 Tab.; Schweizerbartsche Verlagsbuchhandlung Stuttgart.
STACKEBRANDT W & MANHENKE V (Hrsg.) 2002 Atlas zur Geologie von Brandenburg – Landesamt für Geowissenschaften und Rohstoffe Brandenburg (heute Landesamt für Bergbau, Geologie und Rohstoffe Brandenburg, LBGR) 2002, 2. Aufl., 142 S., 43 Karten.
STEDING 1996 Geologische Karte der eiszeitlich bedeckten Gebiete von Sachsen 1:50000, Blatt 2567 Riesa. – Sächsisches Landesamt für Umwelt und Geologie Freiberg; Freiberg.
SWATON B 2005 Gangförmige Achat- und Amethystvorkommen im Erzgebirge Geologie – Geschichte – Verwendung, 205 S.; Unveröff. Diplomarbeit (TU Dresden).
WOLF L 1980 Die elster- und präelsterkaltzeitlichen Terrassen der Elbe – Z. geolo. Wiss. Berlin 8 (1980) 10, S. 1267-1280.
WOLF & ALEXOWSKY 1998 Geologische Karte der eiszeitlich bedeckten Gebiete von Sachsen 1:50000, Blatt 2467 Bad Liebenwerda. – Sächsisches Landesamt für Umwelt und Geologie Freiberg; Freiberg.
WOLF L & SCHUBERT G 1992 Die spättertiären bis elstereiszeitlichen Terrassen der Elbe und ihrer Nebenflüsse und die Gliederung der Elstereiszeit in Sachsen – Geoprofil 4: 1–49, Freiberg.
