Polierte Oberfläche eines Fleckenquarzits aus der Kiesgrube Niederlehme.
Die bisher als „Stockholm-Fleckenquarzite“ bezeichneten Gesteine kommen aus dem Gebiet um Västervik in Südschweden. Das steht fest, nachdem bei mehreren Exkursionen größere Mengen dieser metamorphen Gesteine in der Umgebung von Västervik gefunden wurden. Gleichzeitig sind nach wie vor keine Vorkommen solcher Gesteine im Raum Stockholm bekannt. Die Quarzite zeichnen sich durch helle Flecken von wenigen Millimetern Größe aus, die regellos in den feinkörnigen, meist grauen, braunen oder auch rötlichen Gesteinen verteilt sind. Diese Flecken bestehen aus Sillimanit, das während der Metamorphose von Sedimenten neu gebildet wurde. Gelegentlich sind noch Reste der ursprünglichen Sedimentschichtung erkennbar. Textauszug aus und ausführliche Beschreibung auf kristallin.de.
Angefeuchtete, flache Oberfläche eines Limonitsandsteins mit bizarren, ineinander verschränkten, rhythmischen Fällungen von Eisen-(III)-oxiden/-hyroxiden (Liesegangsche Ringe). Fund aus der Kiesgrube Teschendorf bei Oranienburg.
Konglomeratischer Rotsandstein mit einem Klast aus rotem Bandachat aus der Kiesgrube Niederlehme. Aufnahme unter Wasser. Detail des Bandachats, fotografiert auf nasser Oberfläche.
Die variszischen Königshainer Monzogranite intrudierten vor etwa 315 Ma in den Lausitzer Zweiglimmergranit, der Bestandteil der durch die cadomische Tektogenese stabilisierten Lausitzer Scholle ist. Es gibt drei Arten von Graniten: einen gleichkörnigen, einen porphyrischen und einen feinkörnigen Granit. Trotz geringer Fraktionierungsgrade wurden reichhaltige hydrothermale, miarolitische Mineralparagenesen der pegmatitischen Abfolge in Drusen gefunden: Rauchquarz, Mikrolin, Euxenit, Fluorit, Zinnstein, Molybdänglanz, Beryll, Zirkon etc., siehe auch mineralienatlas.de). Die Fundmöglichkeiten für diese Pegmatite sind heute allerdings erschöpft.
Auf dem Gelände des Granit-Museums in Königshain gibt es einen ausgewiesenen Lehrpfad, der verschiedene Steinbrüche erschließt. Der größte ist der Thadenbruch mit rund 40 m hohen Abbruchwänden und etwa 40 m Wassertiefe.
Der nördlichste Teil des Ostlausitzer Hügellandes wirkt wie ein eigenständiges, kleines Gebirge („Königshainer Gebirge“). Die zwei Hauptgebiete sind durch die Strasse Königshain-Arnsdorf-Hilbersdorf getrennt: im Bild die Kämpferberge (415 m) aus Granodiorit im Süden, im Tal verläuft die Strasse, der kleinere Teil mit Hochstein (406 m), Totenstein, Teufelsstein und den Steinbrüchen befindet sich nördlich.
Im Firstensteinbruch. Der Königshainer Granit weist eine gute Spaltbarkeit durch NW-SE, NE-SW sowie senkrecht verlaufende Klüfte auf. Durch Hebung und Abtragung des Gebietes seit 280 Millionen Jahren kam es zum Aufreißen der horizontalen und senkrechten Bankungs-Trennfugen (Entlastungsfugen).
Gleichkörniger Königshainer Biotit-Monzogranit aus Kalifeldspat, Plagioklas, grauem Quarz und schwarzem Biotit.
Der Rest vom Firstenstein. Der höchste freistehende Felsen im Königshainer Gebirge fiel dem Steinbruchbetrieb zum Opfer.
Königshainer Granit war ein beliebter, vielseitig verwendbarer Baustein, z.B. für das Reichstagsgebäude in Berlin oder den Leuchtturm von Kap Arkona. Der Abbau wurde 1975 eingestellt.
Von oben zeigt sich, daß hier der halbe Berg fehlt, zumal sich linkerhand ebenfalls Steinbrüche befinden. Blich nach NE auf die flachhügelige Landschaft des Oberlausitzer Heide- und Teichgebiets.
Die Färbung des Thadenbruchsees ist auf sauberes Wasser, die Tiefe und eine damit verbundene Lichtstreuung und Reflektion der blauen Lichtanteile zurückzuführen.
Im Bruch II auf dem Paradiesfelsen.
Die auffällige Kantenabrundung ist eine Folge der Wollsackverwitterung im Tertiär, die bis in 40 m Tiefe reichte und zur Kaolinbildung führte. Zu dieser Zeit erfolgte eine weitere Heraushebung der Königshainer Berge, daraufhin Abtragung und Ausräumung, vor allem im Pleistozän, mit Entstehung ausgedehnter Blockhalden.
Wollsackverwitterung in der Nähe des Totensteins mit breiten Bankungsfugen, leicht verkippter Lagerung und tektonischer Störung durch Hebung. Im Gebiet nördlich der Steinbrüche finden sich zahlreiche weitere Felsformationen mit Wollsackverwitterung, u.a. der „Totenstein“, „Kaffeekrug“, „Kuckuckstein“. Der Totenstein, bereits 1844 unter „Geotopschutz“ gestellt, stellt eine prähistorische Kultstätte dar, die sich bis zur Lausitzer Eisenzeit (1400-750 v. Chr.) zurück verfolgen läßt.
Wollsackverwitterung an der Hochsteinbaude
Blick vom Aussichtsturm am Hochstein nach SE, rechts die Kämpferberge, am Horizont der Basaltkegel der Landeskrone (420 m) bei Görlitz. Sie markiert den nördlichsten Teil des Oberlausitzer Hügellandes und überragt die Umgebung um etwa 200 m. Die Landeskrone besteht ebenfalls aus basaltischem Gestein (Olivin-Augit-Nephelinit, Tephrit), ihre Form in Nord-Süd-Richtung weist auf die Richtung der Spalte, aus der das etwa 1000 Grad heiße Magma aufstieg. Vulkanische Lockermassen finden sich heute noch in den Liegenden Braunkohlenflözen bei Berzdorf. In der Elstereiszeit ragte die Landeskrone als Nunatak aus dem Inlandseis.
Literatur
Lange/Tischendorf/Krause: Minerale der Oberlausitz (2004), Verlag Gunter Oettel
A. Hanle et al.: Meyers Naturführer Oberlausitz, Meyers Lexikonverlag 1992
Wagenbreth/Steiner: Geologische Streifzüge, VEB Deutscher Verlag für Grundstoffindustrie, Leipzig 1982, S.170-178
Blick von Norden vom Olbersdorfer See im Zittauer Becken auf die etwa 5 km entfernte, stark gegliederte Nordseite des Zittauer Gebirges mit einem Anstieg von 200-300 m.
Das Zittauer Gebirge im äußersten Südosten Sachsens kann mit ca. 48 km² Fläche als kleines, eigenständiges Mittelgebirge gesehen werden. Es ist wie die Sächsische Schweiz (Elbsandsteingebirge) genetisch verbunden mit dem Sächsisch-Böhmischen Kreidesandsteingebirge, und besitzt eine gemeinsame Nahtstelle im Böhmischen Niederland (Schluckenauer Zipfel). Die Sandsteine aus festlandsnah abgelagerten Meeressanden stammen aus der Zeit des Oberkreide (Turonium 93,9–89,7 mya). Gegen Ende der Kreidezeit setzte die Lausitzer Überschiebung ein. Das nördlich vorgelagerte Granitgebirge wurde auf den Sandstein überschoben, dieser herausgehoben, zeitgleich senkte sich das Zittauer Becken ein.
Zwischen Oybin und Jonsdorf stehen tonige Sandsteine (Unterturon), Quadersandstein mit teilweise hohem Kalkgehalt (Kalksandstein) und Mergel mit konglomeratischen Linsen und Geröllen von Eisensandstein (unteres Mittelturon) an. Mittelturon ist am weitesten verbreitet: fein bis mittelkörniger Sandstein mit vielen Konglomeraten in Oybin und Jonsdorf. Das Gebiet um Waltersdorf an der Lausche und am Hochwald besteht aus Zirkon und Monazit führendem Quadersandstein (Mittel- bis Oberturon), oberturonische Sandsteine führen eher Turmalin, Glimmer, Ilmenit und Rutil.
Das Alter der Sedimente im Zittauer Gebirges liegt zwischen 95 (Bohrung Forsthaus Lückendorf) und 88 Ma. Wie im Elbsandsteingebirge gibt es auch im Zittauer Gebirge eine Vielzahl von imposanten, durch Verwitterung und Erosion entstandenen Felsgruppen (Oybin, Kelchstein, Jonsdorfer Felsenstadt, Töpfer). Der Sandstein des Zittauer Gebirges ist durch die vulkanischen Vorgänge im Oligozän/Miozän begleitet und überprägt. Weiterlesen →
Kelchsteinwächter im Zittauer Gebirge. Das Exkursionsgebiet zur Geologie der Lausitz umfaßt Lokalitäten im geographischen Dreieck Bautzen-Görlitz-Zittau. Die geologischen Erscheinungen in diesem Gebiet sind sehr vielfältig, einige werden hier in kommentierten Bildern gezeigt.
Landschaftlich umfaßt die Oberlausitz die flacheren Bereiche des Oberlausitzer Heide- und Teichgebiets im Norden und den mittleren Teil des Lausitzer Berglandes (500-m-Höhelinie), das im Osten in die Hügellandschaft des Lausitzer Gefildes (Linie Kamenz-Löbau, 200-m-Höhenlinie) und das Ostlausitzer Hügelland mit dem Neißegebiet übergeht. Im Süden ragt das Zittauer Gebirge auf, vorgelagert liegt das Zittauer Becken.
Geologisch gesehen besteht der Untergrund des südwestlichen Teils der Lausitz aus größtenteils durch tertiäre und quartäre Lockersedimente verhüllten proterozoischen Grauwacken (Niederlausitzer Antiklinalbereich), der östliche Teil aus dem Lausitzer Granodioritkomplex. Am Nordostrand wird die Oberlausitz durch die Tiefenstörung des Lausitzer Abbruchs begrenzt (mit paläozoischem Görlitzer Synklinorium), der südlichste Zipfel Sachsens wird vom kreidezeitlichen, aus Quadersandstein bestehenden Zittauer Gebirge begrenzt. Vulkanismus im Tertiär schuf die markanten Bergkuppen der Basaltoide/Phonolithe.
Die zeitliche Abfolge der geologischen Erscheinungen kann wie folgt skizziert werden:
Die Lausitzer Hauptgruppe im NW der Lausitz mit proterozoischen (Ediacarium bis Kyrogenium?) Grauwacken (Turbidite) mit bis zu mehreren tausend Metern Mächtigkeit ist teils durch die cadomische Tektogenese gefaltet, teils später durch Aufstieg der benachbarten Granodiorite kontaktmetamorph (Anchimetamorphose) beeinflußt. Man fand Fadenalgen, die eine Einordnung ins mittlere Ediacarium rechtfertigen, Zirkone wiesen ein Sedimentationsalter von ca. 555 Ma auf. Aufgeschlossen ist die Grauwacke z.B. im Steinbruch Oßling.
Die Hauptmasse der Gesteine im Oberlausitzer Antiklinalbereich sind Granodiorite und Anatexite, die als Block der Böhmischen Masse zwischen 580-542 Ma (Neoproterozoikum-Kambrium) durch die cadomische Tektogenese stabilisiert wurden. Zuerst entstanden die Zweiglimmer-Granodiorite (z.B. Steinbruch Oberottendorf) durch das Aufschmelzen der Grauwacken. Sie führen reichlich anatektische reliktische Grauwacken (Amphibolite, Hornfelse, Gneise etc.). Die nachfolgenden Westlausitzer Glimmer-Granodiorite weisen weniger Einschlüsse sowie zahlreiche Übergangstypen auf. In einigen Bereichen treten auch Biotitgranite (Monzogranite, z.B. am Czorneboh) auf.
Zahlreiche Gänge durchsetzen den Granodioritkomplex, die einen sauren, intermediären oder basischen Charakter haben, und im Westteil NW-SE und im Ostteil NE-SW streichen. Die Alter der mafischen Gänge mit Spessartiten („Dolerite“), Mikrogabbros und Noriten liegen zwischen 400-260 Ma bzw. bis 126 Ma. Saure Ganggesteine (Dacit, Rhyodacit, Rhyolith) sind variszischen Alters. Sie wurden und werden in Steinbrüchen abgebaut (z.B. Oberottendorf, Friedersdorf, Klunst bei Ebersbach, Hohwald). Bekannt sind auch Lamprophyre mit akzessorischen Vererzungen, z.B. von Sohland an der Spree mit Cu-Ni-Co- Erzen in der Oxidationszone. Die Lausitz ist jedoch, bedingt durch im Vergleich zum Erzgebirge geringere Fraktionierungsraten der Granitoide, arm an Erzlagerstätten. Zu erwähnen sind reichlich Quarzgänge im Granodiorit.
Der Rumburger Granit (Blauquarze, große Orthoklase) intrudierte im Ordovizium (480-490 Ma) in den Lausitzer Granodioritkomplex. Als eigenständige Bildung aus Gneisen des Isergebirgskomplexes wurde er später variszisch deformiert.
Das Görlitzer Synklinorium (Görlitzer Schiefergebirge) als regionalgeologische Einheit enthält variszisch (sudetische Phase) deformierte Einheiten des Kambrium, Ordovizium, Silur, Devon und Dinantium als Abfolge von Olistholithen einer unterkarbonischen Melangebildung. Unterlagert wird es von autochthonem unterkarbonischem Flysch (variszische Frühmolasse, Förstgen-Formation).
Wichtige Bauelemente des Synklinoriums sind die unterkambrische Charlottenhof-Formation (Dolomite, Kalksteine, Tonschiefer, Tuffe), Lederschiefer (Oberordovizium), konglomeratischer Lausitzer Quarzit-Schiefer (Unterordovizium) und die Eichberg-Formation (Ordovizium bis unteres Silur) mit Tonschiefern und Eichberg-Sandstein (aus Bohrungen). Untersilurische Schwarz- und Kieselschiefer mit Graptolithenfaunen treten bei Weißig und Horscha (Kieselschiefer-Hornstein-Konglomerat) in eng begrenzten Vorkommen auf, ebenso Ablagerungen des Devon.
Die Ostlausitzer Hügellandschwelle mit der Hohen Dubrau überlagert das cadomische Fundament südlich der Innerlausitzer Störung. Es treten rötliche Sandsteine, quarzitische Schiefer, konglomeratische Quarzite aus dem Ordovizium (Tremadoc) auf, in denen gelegentlich Wurmbauten zu finden sind (markante Falte am Nordabfall des Groß-Radieschen Berges).
Die postkinematischen variszischen Biotit-Monzogranite der Königshainer Berge bilden sich vor etwa 315±5 Ma (jüngeres Namurium). Mesozoikum steht in der Oberlausitz nur in Resten und kleinen Schollen an. Während der Zeit der Trias und des Jura war die Oberlausitz Festland, also Abtragungsgebiet.
Der Bereich des Zittauer Gebirges zeichnet sich vom Cenoman bis zum Coniac durch flach fallende Meeresgebiete in Strandnähe aus. Die Oybiner Sandstein-Formation (Oberkreide), genetisch analog dem Elbsandsteingebirge, steht im Zittauer Gebirge in 2-3 km Breite als Teil der ausgedehnten Nordböhmischen Kreidesenke an. Die Kreideschichten erreichen bis 750 m Mächtigkeit. An der Lausitzer Überschiebung (hauptsächlich NW-SE streichend) wurde das Granodioritkristallin auf die Oberkreideschichten mit einer Sprunghöhe von mehreren hundert Metern in SW-Richtung aufgeschoben. Sedimente des Coniac sind in die Überschiebung noch mit einbezogen, während Obereozän direkt auf dem Kristallin liegt. Zum Ende der Oberkreide und im Tertiär wird das Granitgebirge durch Abtragung eingeebnet. Als Folge des Vulkanismus senkte sich das Zittauer Becken ein, heute ist das Sandsteingebirge relativ höher zum Granitgebirge. Öffnung und Schollenzerfall des Egergrabens bewirkte diese Bildung eines Einbruchsbeckens ebenso wie den Basalt- und Phonolithvulkanismus.
Die vulkanischen Aktivitäten haben in der Oberlausitz ihre Hauptphase vor 30-20 Ma (Oligozän/Miozän). Das Hauptzentrum des durch ausgedehnte Bruchtektonik bedingten Vulkanismus liegt im Egergraben (Eozän, 79-50 mya bis Pliozän/Pleistozän 3 bzw. 1,8 mya). Im Oberoligozän/ Miozän kommt es nun zur Bildung von Magmatiten: Basaltoide (Nephelinite und Tephrite, z.B. Löbauer Berg, Landeskrone, Hutberg, Bubenik) und Phonolithe (Lausche 26 Ma, Kottmar 27 Ma). Nördlich von Zittau lag eine teilweise geschlossene Basaltdecke vor. Die etwa 1000 Grad heißen Basalte drangen aus 50-80 km Tiefe nach oben, erst wurden vulkanische Schlacken ausgeworfen, dann stieg Basaltlava auf, die allerdings häufig im Schlot stecken blieb. Heute sind die Schlacken abgetragen, übrig blieben die markanten Basaltkuppen als bestimmendes Formelement der Landschaft.
In dieser Zeit (Unteroligozän/Miozän) entsteht die (Seifhennersdorf-Zittau-Berzdorfer) Braunkohlenformation, limnisch-fluviatile Sedimente mit mächtigen Flözen (10-40 m). Subtropische Verhältnisse bewirkten tiefgründige Verwitterung und Kaolinisierung der Granitoide. Kaolin, Sande und Tone sammelten sich in Tertiärsenken, die sich durch eine üppige Vegetation auszeichneten. Aus den Pflanzenresten bildete sich die Braunkohle. Rhythmische Hebungen des Kristallins und Absenkungen an alten Störungszonen sind assoziiert mit der alpidischen Gebirgsbildung, die diese Lagerstätten als tektonischen Typ ausweisen. Ein markanter Unterschied zu im Vergleich flächig angelegten Braunkohlellagerstätten der Niederlausitz, z.B. Nochten und Reichwalde (10 m Flözmächtigkeit), sind die Flözmächtigkeiten von bis zu 40 m.
Bei Seifhennersdorf (33-29 Ma) gibt es tertiäre Sedimente mit Schiefern (Diatomeen) und Smirgel, unter- und überlagert von Basalten. Im Zittauer Becken ist der Olbersdorfer See ein zu rekultivierender großer Tagebau (Braunkohle bis 30 m Flözmächtigkeit, 1910-1991 in Betrieb). Aus der Tongrube Hartau mit Braunkohle-Ton-Wechsellagerung sind Funde von Stubben des Zittauer Mammutbaums ( „Zittauer Sumpfzypresse“), Taxodiaceen, 23 Ma bekannt geworden.
Die Sedimente des Zittauer Beckens bestehen aus Basalten, Tuffen, Tuffiten und kleinen Kohleflözen, darüber das 6-30 m mächtige Zittauer Unterflöz, zwischengeschaltet Fein- und Grobsande, schließlich das Zittauer Oberflöz mit 20-100 m.
Miozän/Pliozän: Die Formation des Senftenberger Elbelaufs („Urelbe“) ist durch Ablagerungen quarzreicher Kiese und Sande vertreten, in denen sich gelegentlich Achate und böhmische Tektite finden (Ottendorf-Okrilla). Vor der Vereisungsphase des Elster-Komplexes ist ein Bautzener Elbelauf etabliert, der in seinen Ablagerungen die Hebung des Systems dokumentiert und keine Feuersteine führt.
Das Elstereis bedeckt gesamte Oberlausitz bis Böhmen und führt teilweise große Tertiärschollen mit sich, Geschiebemergel und Tone der Saale-Kaltzeit finden sich, Löß lagert sich hauptsächlich im Weichsel-Glazial an. Goldhaltige Seifen von Flußsanden und -kiesen gibt es z.B. am Hohwald mit Granat, Zirkon, Spinell. Sedimenten aufgelagert sind gelegentlich Raseneisenerzbildungen. Im Pleistozän etablieren sich die rezenten Flußsysteme.
Czorneboh – Hochstein
Blick vom Bubenik mit morphologisch markanten Bergzug des Czorneboh (561 m). Hier liegt der Übergang vom hügeligen Lausitzer Gefilde zum Lausitzer Bergland. Die vorherrschenden Gesteine sind Zweiglimmergranodiorit (z.T. als Anatexit) und mittelkörniger Granodiorit. Ihre Form erhielten die Berge in der Elsterkaltzeit, als das Inlandeis bis ins Lausitzer Bergland reichte.
Zweiglimmergranodiorit am Hochstein (541 m) mit matrazenförmiger Verwitterung. Biotit, Muskovit, Kalifeldspat, Plagioklas und Quarz sind Hauptbestandteile dieses Gesteins. Die Gipfelklippen des Czorneboh und des Hochstein entstanden in der Elsterzeit in einer Eisrandlage oberhalb 440 m.
Engständige Klüftung im Zweiglimmergranodiorit am Hochstein.
Die Verwitterung durch Frostsprengung in den Eiszeiten schuf ausgedehnte Blockmeere.
Blick vom Aussichtsturm auf dem Czorneboh nach Norden, links die Talsperre Bautzen, in der Ferne das Kraftwerk Schwarze Pumpe, weiter rechts das Kraftwerk Boxberg.
Basaltdecken bei Ostritz
Am Hutberg (290 m), Steinberg (324 m) und Knorrberg (381 m) bei Ostritz finden sich ehem. Steinbrüche, die basaltische Deckenergüße in Tälern über Granodiorit anschneiden, hier im ehem. Steinbruch am Steinberg. Der Steinberg ist ein 500 m langer, 50 m breiter Basalt-Rücken. Am Südende stehen 10-15 m hohe, vertikale Säulen mit zahlreichen ausgewitterten Löchern von Olivin an.
Die basaltischen Gesteine sind petrologisch als Olivin-Augit-Tephrit (mit Plagioklas und Nephelin) anzusprechen, hier ein Exemplar vom Steinberg mit Olivinkristallen.
Leicht gebogene Basaltsäulen in schräger Lagerung
Basaltsäulen bilden sich senkrecht zur Abkühlungsfläche aus. Der Deckenerguß liegt hier dem Granodiorit mit etwa 40 % Neigung auf, es kam zur Ausbildung einer schrägen Lagerung. Im Basalt des Steinbergs fand man Holzreste in „Basaltrosen“ mit Opal und Brauneisen. Die basaltischen Deckenergüsse drangen in ein Moorgebiet ein, in dem auch Holzstämme die Abkühlungsfläche bildeten, auf denen sich die Basaltsäulen abkühlten. Die Rosen sind leider nicht mehr vorhanden.
Umgebogene, unregelmäßige Basaltsäulen in einem kleinen Steinbruch bei Ostritz lassen auf Bewegung des Deckenergusses während der Abkühlung schließen.
Hier finden sich auch lockere und verfestigte Tuffe mit Basaltbruchstücken und Agglomeraten, die Deckenergüsse mit explosiven Phasen anzeigen.
Bubenik
Typische Geomorphologie: steilere Anstiege und steinige, bewaldete Bergkuppen sind auf den sonst sehr fruchtbaren Böden landwirtschaftlich nicht nutzbar und verbleiben häufig bewaldet in der Landschaft. Der Doppelgipfel des Bubenik (376 m), hier die Kleine Landeskrone, erhebt sich als vulkanischer Kegel etwa 50 m über den Granodiorit.
Ein alter Steinbruch (1855-1905) als Naturdenkmal dokumentiert Ergüsse von Basalt, die an Spalten im Granodiorit-Massiv aufstiegen. Die 5-6 säuligen Basalte zeigen zwei zeitlich unterschiedliche Ergüsse: einen deckenförmigen und eine jüngere Quellkuppenbildung.
Jüngere Quellkuppenbildung an der Ostseite des Bruchs: „Löwenköpfchen“. Das Gestein ist ein dunkel-blauschwarzer Nephelinbasanit mit Hornblende und Olivin, der häufig Xenolithe von Granodiorit führt.
Löbauer Berg
Blick vom Bubenik auf das Doppelmassiv des Löbauer Bergs (448 m) und Schafberg (450 m), links dahinter das Massiv des Rotstein. Der Löbauer Berg ist die größte Quellkuppe der Oberlausitz. Eine Besonderheit ist das Auftreten eines mittel- bis grobkörnigen Nephelindolerits mit Titanaugit, Nephelin sowie Magnetit und Apatit. Der Dolerit geht über Anamesitbasalt in Basalt über. Auch am Löbauer Berg finden sich pleistozäne Blockhalden.
Nephelin-Dolerit (Breite: 8 cm) vom Schafberg, ein SiO2-armer Foidit. Die langsame Abkühlung des basaltischen Magmas bewirkte eine gröbere Kristallisation des hauptsächlich aus Nephelin und Klinopyroxen bestehenden Gesteins . Nach Pfeiffer 1975 enthält der doleritische Nephelinit 40% Pyroxen, 39% Nephelin, 7% Zeolithe, 6% Titanmagnetit und als Nebenbestandteile Olivin und Glas (2%) sowie Apatit (4%).
Detail des Nephelin-Dolerits, Bildbreite 4 cm.
Bisher nicht näher bestimmter Basit vom Georgenberg am Rotstein. In grauschwarzer Grundmasse liegt eine nicht unbedeutende Menge an zersetztem Olivin und einige Augit-Einsprenglinge.
Im Plattenbruch: plattig abgesonderter Olivin-Augit-Nephelinit.
Blick vom Löbauer Berg nach Westen mit Bieleboh und Czornebohmassiv.
Steinbruch Pansberg bei Horscha
Im stillgelegten Steinbruch Pansberg bei Horscha gab es verfaltete Kieselschiefer des tieferen Silur in Wechsellagerung mit Ton- und Alaunschieferlagen mit geringmächtigen Quarziten, darüber tertiäre Schichtfolgen mit Braunkohleflözen und quartäre Sedimente. Der steigende Wasserstand verschlechtert die Fundmöglichkeiten. Früher gab es zahlreiche Mineralien zu finden, heute beschränken sich die Funde auf Variscit und Wavellit.
Gefluteter Steinbruch mit Resten anstehender silurischer Schwarzschiefer (?)
Vermutlich Endmoränenmaterial mit Quarziten und Schwarzschiefern, rechts ein Belag von Variscit.
Variscit
Kottmar
Blick vom Kottmar (583 m) nach Norden mit Löbauer Berg. Der Kottmar besteht aus Granodiorit, überlagert von Basalten und einer 40-50 m mächtigen Phonolithkuppe. Der grobsäulige Phonolith wurde früher in Steinbrüchen gewonnen. Der Kottmar stellt die Wasserscheide zwischen Elbe und Oder dar, nach nach Norden steigt er steil an, nach Süden flacht er allmählich ab. Am Weg zur Kottmarbaude befindet sich die mit Mikrogabbro eingefasste Quelle der Spree.
Abstieg vom Kottmar: Blick Richtung SE, im Hintergrund erhebt sich das Isergebirge.
Berzdorfer See
Berzdorfer Becken, hier der geflutete Tagebau als Berzdorfer See. Diese intramontan geprägte, miozäne Braunkohlenlagerstätte, die im Pleistozän durch das Gletschereis nochmals überprägt wurde, wird durch eine Vulkanitschwelle räumlich getrennt vom auf polnischer Seite befindlichen Radomierzyce-Teilbecken.
Schaufelradbagger 1452. Im Berzdorfer Becken wurde von 1922-1997 ein bis zu 100 m mächtiges Braunkohlenflöz abgebaut.
Literatur
Lange/Tischendorf/Krause: Minerale der Oberlausitz (2004), Verlag Gunter Oettel
A. Hanle et al.: Meyers Naturführer Oberlausitz, Meyers Lexikonverlag 1992
Wagenbreth/Steiner: Geologische Streifzüge, VEB Deutscher Verlag für Grundstoffindustrie, Leipzig 1982, S.170-178
Größtes Geschiebe von etwa 2,50 m Höhe auf der Findlingshalde in Steinitz, ein migmatitischer Gneis (Nr. 096) mit grobkörnigen pegmatitischen Partien (Leukosom) und grauen Gneispartien (Paläosom/Melanosom). Das Objekt ist mittlerweile verschwunden.
Metamorphite, die eine tektonische Deformation durch gerichteten Druck erfahren haben, können in erster Linie nach Texturmerkmalen beschrieben werden. Vor allem in leukokraten (= aus hellen Mineralen bestehenden) Metamorphiten ist der Mineralbestand nicht immer eindeutig bestimmbar, da die Minerale oft granuliert sind. Häufige Texturformen sind foliierte Granitoide („Gneisgranite“), Gneise, Mylonite sowie Gesteine, die in mehr oder minder hohem Grade von partieller Aufschmelzung betroffen waren (Migmatite). Gesteine granitischer bis tonalitischer Zusammensetzung, z. B. Orthogneise, behalten ihren Mineralbestand bei steigenden Druck- und Temperaturbedingungen weitgehend bei, abgesehen von hydrothermalen Alterationserscheinungen niederer metamorpher Faziesbereiche. Dies ist naheliegend, da Quarz und Feldspat die ersten Minerale sind, die bei einer Aufschmelzung mobil werden und bei entsprechend großen Schmelzvolumina als plutonische Körper in die höhere Erdkruste aufsteigen. Eine Neubildung von Mineralen findet bevorzugt in Gesteinen aus sedimentären Edukten oder in basischen Gesteinen statt. In Paragneisen (Gneise mit sedimentärem Ausganggestein) kann es zur Bildung von Glimmer, Granat, Amphibol, Cordierit, Sillimanit und weiteren Mineralen kommen. Basische Edukte wie Basalte und Gabbros werden, abhängig vom Metamorphosegrad, z. B. in Grünstein, Amphibolite oder sogar Eklogite umgewandelt.
Metamorphite, die keinen gerichteten Druck erfahren haben, werden Granofelse genannt. Auch sie können Mineralneubildungen enthalten (z. B. Marmor oder Fleckenquarzite). Manchmal fand nur eine Umkristallisation und Kornvergrößerung des ursprünglichen Mineralbestands statt (z. B. einige Quarzite).
Einige Minerale sind in entsprechend körnigen Metamorphiten auch von Hand bestimmbar (Glimmer, Amphibol, Granat). Für umfassende Aussagen ist man auf mikroskopische Untersuchungen angewiesen, die bei einer Gesteinsbestimmung im Gelände nicht zur Verfügung stehen. Eine genauere Herkunft von Metamorphiten lässt sich im Allgemeinen nicht ermitteln, da die meisten Gesteine im Anstehenden einer hohen Variabilität unterliegen. Als Ausnahmen gelten einige Metamorphite aus dem Västervik-Gebiet, mit Einschränkungen die Gneise vom Sörmland-Typ sowie Gesteine aus dem SW-schwedischen Granulitgebiet.
Gneise
Brauner Gneis mit granitischer Zusammensetzung („Gneisgranit„, Nr. 520, Steinitz, Breite ca. 1 m). Bis 3 cm lange, teilweise rechteckige Alkalifeldspatkristalle sind entlang der Foliationsebene eingeregelt. Die Mengenanteile von Alkalifeldspat, grünlichen Plagioklas, zerdrücktem Quarz sowie Biotit lassen nicht genau abschätzen. Es dürfte sich um einen Granit oder Quarz-Monzonit handeln. Das Gestein wird von einer hellen Aplitader durchschlagen, die ebenfalls deformiert wurde.
Arnö-Gneisgranit laut Beschriftung auf dem Gelände des kleinen Naturlehrpfades in Grießen (Nr. 430, Breite 65 cm). Die Bestimmung ist zweifelhaft, nur der nicht deformierte Arnö-Granit gilt als Leitgeschiebe (s. kristallin.de und skan-kristallin.de). Es handelt sich lediglich um einen grauen Augengneis mit runden Feldspateinsprenglingen, wie er nicht selten im Umfeld der Tagebaue anzutreffen ist. Solche grauen Augengneise werden auch als svekofennischer Gneisgranit bezeichnet, da sie mit einiger Wahrscheinlichkeit aus den Weiten des svekofennischen Grundgebirges in Mittel- oder Nordschweden stammen.
Anisotropes Gefüge in einem mylonitischen Gneis (Nr. 183, Steinitz, BB ca. 50 cm). Die Textur des Gesteins ist je nach Blickrichtung unterschiedlich und entstand bei der Deformation durch seitlich gerichteten Druck. Links erkennt man eine Augentextur mit weißen Feldspat-Porphyroklasten; rechts, um 90 Grad versetzt, eine flaserige Textur und ein Gneisgefüge (protomylonitische Textur).
Kräftig orange gefärbter Augengneis (Nr.184, Steinitz) granitischer Zusammensetzung. Xenomorpher Quarz und dunkle Minerale bilden schlierige und ausgewalzte Aggregate und „umfließen“ die großen Feldspat-Porphyroklasten.
Mylonit (Nr. 434, Tgb. Jänschwalde, B 90 cm). Mylonite stammen aus tektonischen Scherzonen und entstehen durch plastische Verformung von Gesteinen bei hohen Temperaturen im festen Zustand (sog. Dislokationsmetamorphose). Typisch ist ein streng planares Gefüge eines feinkörnigen Gesteins mit einigen größeren Feldspat-Porphyroklasten. Am abgebildeten Gestein lassen sich unterschiedliche Grade der Mylonitisierung erkennen: 1. oben eine ultra- bis orthomylonitische Textur, 2. ein helles und feinkörniges mittleres Band (ultramylonitisch), darunter eine 3. weniger streng planare (protomylonitische) Partie.
Kleinteilige Fältelung in einem biotitreichen migmatitischen Gneis (Nr. 198, Steinitz, BB 90 cm). Die unregelmässige Wellenform entstand durch Einengung und Stauchung unter duktilen Bedingungen. Im oberen Teil ist eine migmatitische Partie erkennbar. Weißer Feldspat und Quarz wurden Mobilisiert und sammelten sich als helles Leukosom in kleineren und größeren helleren Schlieren. Umgeben sind sie von Bereichen, in denen sich die nicht von der Aufschmelzung betroffenen dunklen Minerale konzentrieren (Restit).
Stengeliger Gneismit grobkörnigem Pegmatit (Nr. 514, Steinitz, BB 55 cm). Der Pegmatitgang ist etwa 15 cm hoch und besteht aus hellem Alkalifeldspat und grauem Quarz. Die roten Färbungen sind ein fein verteiltes Pigment, z. B. Hämatit.
Grauer Bändergneis (Nr. 195, Steinitz), ein granatführender Biotit-Amphibolgneis. „Orthogneise sind bunt, Paragneise sind grau“. Die pauschale Aussage trifft nicht immer zu. Im vorliegenden Fall dürfte nur eine mikroskopische Untersuchung klären, ob das Gestein ein sedimentäres (Paragneis) oder magmatisches Edukt (z. B. ein basisches Gestein) besaß.
Migmatite
Migmatite sind Gesteine, die von einer partiellen Aufschmelzung betroffen waren. Der Begriff kennzeichnet nur eine Textur, keine Zusammensetzung. Ein überwiegender Teil der Migmatite dürfte aus dem Grundgebirge in Mittel- und Nordschweden stammen, das während der svekofennischen Gebirgsbildung vor etwa 1,8 Ga entstand. Im Transskandinavischen Magmatitgürtel (TIB) kommen diese Gesteine nur sehr untergeordnet vor. Migmatite sind hochmetamorphe Gesteine, die in großer Tiefe im Kern von Gebirgen entstehen. Sie finden sich heute an der Erdoberfläche, weil das über ihnen liegende Gebirge im Laufe von fast 2 Milliarden Jahren abgetragen wurde. Sie bilden bevorzugt Großgeschiebe aus, da sie im Anstehenden eine weite Klüftung besitzen. Gehäuft konnten sie im Umfeld des Tagebaus Welzow-Süd beobachtet werden (Findlingshalde Steinitz).
Migmatit am Aussichtspunkt Cottbus-Nord (Nr. 291, Breite 120 cm). Die starke Verfaltung der Leukosome, ein sog. ptygmatisches Gefüge, entstand vermutlich durch Stauchung und Einengung.
Gleicher Stein, BB 18 cm. An diesem Ausschnitt lassen sich hervorragend die einzelnen Texturbestandteile eines Migmatits erkennen. Die hellen und grobkörnig kristallisierten Bereiche mit ungeregeltem Gefüge sind die aufgeschmolzenen Partien, die als Leukosom bezeichnet werden. Sie bestehen aus Quarz und Feldspat (tonalitische bis granitische Zusammensetzung). Die Leukosome sind umgeben von dunklen schmalen Säumen, bei denen es sich um Ansammlungen von dunklen und nicht aufgeschmolzenen Mineralen aus dem Wirtgestein handelt (z. B. Biotit oder Amphibol). Diese Säume werden folgerichtig als Restit oder auch als Melanosom bezeichnet. Leukosom und Melanosom bilden zusammen das Neosom, jener Teil des Ausgangsgesteins, das von partieller Aufschmelzung betroffen ist. Das Paläosom ist das weitgehend unveränderte Ausgangsgestein, in dem die Mineralbestandteile von Leukosom und Restit noch einigermaßen gleichmäßig verteilt vorliegen.
Verfaltete pegmatitische Ader in einem grünlich-grauem Gneis (Nr. 165, Steinitz, BB ca. 40 cm) mit tonalitischer Zusammensetzung.
Verfalteter Gneis (Nr. 509, Tagebau Cottbus-Nord, Breite 35 cm). Das Gestein enthält Lagen, in denen mehr Amphibol (dunkelgrau) oder Epidot (grün) enthalten sind und könnte unter den Bedingungen der Epidot-Amphibolit-Fazies (= untere Amphibolitfazies) entstanden sein. Die Bänder könnten Relikte einer sedimentären Schichtung sein. Es sind auch grobkörnige und rekristallisierte Partien (Leukosome) erkennbar, die auf eine Teilaufschmelzung hindeuten. Das Gestein konnte nicht näher untersucht werden. Vergleichbare Gneise („Skarngneise“) finden sich als Begleiter von svekofennischen Marmor-Vorkommen.
Migmatitischer Gneis (Tgb. Cottbus-Nord, Breite 60 cm) mit großem und linsenförmigem Leukosom.
Bändergneis (Nr. 301, Tgb. Cottbus-Nord, BB 45 cm). Das planare Gneisgefüge wird von einer Faltenstruktur durchzogen, eine Aufschiebung durch Einengung im Zuge duktiler Deformation. Senkrecht zur Foliation verlaufen Klüfte, die mit hellem aplitischen Material verfüllt und gegeneinander verstellt sind. Diese Klüfte entstanden durch Sprödbruch bzw. Bruchtektonik in höheren Krustenbereichen, wahrscheinlich vor der Verfaltung, da sie ebenfalls einen seitlichen Versatz aufweisen.
Feinkörniger Amphibolit (Nr. 293, Merzdorf/ Tgb. Cottbus-Nord, B 45 cm). Vergleichbare Gesteinstypen finden sich nicht selten als Großgeschiebe. Amphibolite entstehen z. B. aus Basalten oder Gabbros im Zuge einer Regionalmetamorphose als typische Begleiter während einer Gebirgsbildung.
Gleicher Stein, BB ca. 7 cm. Gleichkörniges und scheinbar ungeregeltes Gefüge aus dunklem Amphibol und hellem Plagioklas. Einige mattgraue Körner könnten aus Pyroxen und feinkörnige grünliche Partien aus einem epidotähnlichen Mineral bestehen. Kleinmaßstäblich wirkt das Gefüge weitgehend regellos-körnig und undeformiert, während der Gesteinsblock insgesamt schwach foliiert erscheint oder ein reliktisches layering abbildet.
Amphibol-porphyroblastischer Metabasit oder „Hornblende-Gabbro“ (Nr. 173, Steinitz, BB 20 cm). Der Mineralbestand wird von runden Granoblasten aus schwarzem Amphibol dominiert. Dazwischen finden sich weiße Feldspat-Körner, wahrscheinlich Plagioklas, sowie grünliche und epidotartige Partien. Ausganggestein könnte ein Gabbro oder Dolerit gewesen sein. Durch Regionalmetamorphose wurde Pyroxen in Amphibol umgewandelt, einhergehend mit einem granoblastischem Wachstum und einer Kornvergrößerung des Amphibols. Nach VINX 2011 sind Amphibolite magmatischen oder sedimentären Ursprungs nicht immer unterscheidbar, vor allem, wenn der anstehende geologische Kontext fehlt.
Feinkörniger homogener Gneis (Nr. 204, BB 50 cm, Steinitz). Der Mineralbestand konnte auch mit der Lupe auf Grund der Feinkörnigkeit nicht eindeutig ermittelt werden. Mehr Alkalifeldspat als Quarz scheinen die Hauptbestandteile zu sein, Einsprenglinge fehlen. Es kann nur vermutet werden, dass es sich um einen Metavulkanit („Leptit“) o. ä. aus den svekofennischen Leptit-Hälleflinta-Serien handelt.
Leuchtend roter Mylonit? (Nr. 296, Findlingsdepot Cottbus-Nord, BB 28 cm) mit großen Feldspat-Porphyroblasten. Die hellen Partien zeigen Texturmerkmale eines Mylonits, sind aber von dunklen Bereichen (Restit?) getrennt. Vielleicht wurde hier ein Migmatit in einer Mylonit-Zone zerschert. Denkbar ist, das es sich bei den dunklen Bereichen um Reste eines basischen Ganges in einem granitischen Gestein handelt.
Dunkelgrauer migmatitischer Amphibolit (Nr. 171, Steinitz, Höhe 50 cm) mit hellen Feldspat-Leukosomen. Auf der linken Seite ist ein kleiner Versatz der hellen Adern durch Bruchtektonik erkennbar. Das dunkle Gestein besteht hauptsächlich aus Amphibol und Plagioklas und besitzt ein doleritisches Gefüge (Meta-Dolerit), während das Leukosom Plagioklas und Quarz enthält (tonalitische Zusammensetzung).
Grauer migmatitischer Gneis (Nr. 167, Steinitz, Höhe 75 cm) mit hellen Leukosomen, begrenzt von einem dunkelgrauen Melanosom. Senkrecht zur Foliationsebene sind helle Adern zu erkennen, die später entstanden sind. Dabei könnte es sich um Injektionen aus dem Nebengestein handeln oder um Klüfte, die mit feinkörnigem Material verfüllt wurden.
Migmatit (Nr. 181, Steinitz, BB 50 cm) mit heterogenem Gefüge, das durch den hohen Grad an Aufschmelzung bestimmt ist (Anatexit). Der größere Teil des Gesteins besteht aus grobkörnigem und pegmatitartigem Neosom. Die dunkle Gesteinspartie zeigt Merkmale von Restit und Paläosom. Weitere Bereiche mit dunklen Mineralen sind unregelmäßig im Gestein verteilt.
Schwarz-weißer Metabasit (Nr. 168, Höhe 35 cm, Steinitz). Dieses bemerkenswerte Gestein enthält verschiedene grob- bis feinkörnige sowie gneisige Amphibol-Feldspat-Fragmente mit deutlich schwankendem Amphibol-Gehalt. Kleine Partien, vor allem an den Rändern der „Klasten“, enthalten vermehrt hellen Feldspat (Teilaufschmelzung?). Die Genese des Gesteins ist unklar. Es könnte sich um eine unvollständige Magmenmischung verschiedener gabbroider Gesteine handeln, die amphibolitfaziell in Hornblende-Gabbros umgewandelt wurden.
Gleicher Stein, Partie mit gneisigem Reliktgefüge (migmatitische Schlieren-Textur?).
Migmatitischer Gneis? (Nr. 166, BB 40cm, Steinitz) mit grobkörnigen Bändern (Leukosom?), die von einem schmalen Melanosom/Restit (Biotit) umgeben sind. Die grobkörnigen Partien bestehen fast ausschließlich aus Feldspat und größeren Aggregaten von idiomorphem Amphibol. Das Wirtgestein enthält Quarz in nennenswerter Menge. Es erscheint daher unwahrscheinlich, dass die grobkörnigen Bänder aus dem Wirtgestein ausgeschmolzen wurden, da eine partielle Aufschmelzung von Quarz-Feldspat-Gesteinen stets auch eine Quarz-Feldspat-Schmelze liefert. Es könnte sich um eine (dioritische?) Injektion handeln.
Quarzite und andere Granofelse
Großgeschiebe eines Quarzits (Nr. 189, BB 50 cm, Tagebau Cottbus-Nord). Quarzite sind metamorphe Gesteine, die zu mindestens 90% aus Quarz bestehen. Meist besitzen sie, wie das abgebildete Exemplar, ein richtungsloses Gefüge und sind Granofelse.
Gleicher Stein, Detailaufnahme. Typisch für Quarzite ist eine scherbige und unebene Bruchfläche, auf der keine einzelnen Quarzkörner erkennbar sind. Ähnlich harte und zähe, kieselig zementierte Sandsteine zeigen ebene Bruchflächen und runde Einzelkörner von Quarz. Dieser Quarzit enthält weiterhin etwas Glimmer sowie einige millimetergroße Körner von Schwermineralen.
Verfalteter Quarzit bisGlimmerquarzit (Nr. 248, BB 60 cm, Zufahrt zum Aussichtsturm in Steinitz). Das Gestein besteht im Wesentlichen aus Quarz. Die dunkle Tönung ist auf einen vergleichsweise niedrigen Anteil an Glimmermineralen zurückzuführen.
Gleicher Stein, Detailaufnahme. Der glimmerführende Quarzit wird von glasklaren Linsen und Adern durchzogen, die ausschließlich aus Quarz bestehen.
Feinkörniges hellgraues Metasediment (Nr. 501, Tgb. Cottbus-Nord, BB 50 cm). Es scheint sich um einen niedrig metamorphen Quarzit zu handeln. In dr Matrix sind einzelne Quarzkörner auf der Verwitterungsrinde, nicht aber auf der Bruchfläche unterscheidbar. Das Gestein enthält basaltähnliche Klasten, die von dunklen und gröber körnigen Bändern begleitet werden.
Gleicher Block, Detailaufnahme.
Detail der gröber körnigen Partie. Die dunkelbraunen Körner konnten nicht identifiziert werden. Wahrscheinlich handelt es sich nicht um Schwerminerale, sondern um oberflächlich eingefärbte Quarzkörner (coating, z. B. aus braunen Fe-oxiden).
Västervik-Fleckenquarzit (Halde bei Papproth/ Tagebau Welzow-Süd). Dieser Geschiebetyp wurde in der Geschiebeliteratur bisher als „Stockholm“-Fleckenquarzit bezeichnet. Untersuchungen haben ergeben, dass solche sillimanitführenden Glimmerquarzite aus dem Västervik-Gebiet stammen (kristallin.de).
Graues Metasediment mit ausgelängten Flecken (Nr. 172, Steinitz); links die Verwitterungsrinde, rechts eine Bruchfläche. Die dunklen Flecken könnten granoblastischer Cordierit mit Einschlüssen von Biotit sein, die durch tektonische Einwirkung ausgelängt wurden. Solche grauen Fleckengesteine sind aus dem Västervik-Gebiet bekannt. Mit weiteren Vorkommen innerhalb des svekofennischen Orogens ist zu rechnen.
Metasediment/Fleckengestein (Nr. 190, Steinitz) mit dunklen und länglichen Granoblasten (vermutlich Cordierit + Biotit), die von hellroten Säumen umgeben sind. Vergleichbare Gesteine kommen im Västervik-Gebiet und an anderen Lokalitäten vor (s. kristallin.de). Das genaue Herkunftsgebiet dieses Gesteins ist unbekannt.
Västervik-Fleckengestein oder Västervik-Fleckengranofels (Nr. 532, Steinitz) mit dunklen Cordierit-Granoblasten und weißen Sillimanit-Flecken. Das Fleckengestein bildet eine etwa 10 cm breite Einschaltung in einem Metasediment. An der Unterseite des Gesteins fand sich ein scharfer Kontakt zu einem roten Alkalifeldspatgranit (im Bild nicht erkennbar).
Abschlag vom obigen Block, Aufnahme unter Wasser. Für eine Herkunft aus dem Västervik-Gebiet spricht das undeformierte Gefüge des feinkörnigen Gesteins und seine Ausbildung als Mischgefüge (Cordierit-Sillimanit-Granofels), eine Kombination, wie sie bisher nur aus dem Västervik-Gebiet bekannt ist. Die Probe reagiert auf einen Handmagneten.
Amphibol-porphyroblastischer Gneis bzw. Amphibol-Granofels (Nr. 298, Südrand vom Tagebau Cottbus-Nord). Die als Granofels ausgebildete Partie ist Teil eines größeren Gesteinsblocks eines deutlich foliierten Amphibol-Glimmerschiefers.
Detailaufnahme des regellosen Gefüges aus größeren Amphibol-Porphyroblasten in einer feinkörnigen, weitgehend aus Feldspat bestehenden Grundmasse.
Bruchfläche eines Spaltstücks aus dem Nebengestein der granofelsischen Partie. Das Gestein weist eine Foliation auf und besteht aus Plagioklas (Alkalifeldspat und Quarz sind nicht enthalten), dunklem Glimmer und schwarzem bis grünlich-schwarzem Amphibol (Amphibol-Glimmerschiefer). Stellenweise finden sich mit Erz (Pyrit) imprägnierte Partien. Eine rote, wahrscheinlich durch Hämatit-Pigmente gefärbte Ader durchzieht das Gestein und enthält ein längliches Calcit-Kristallaggregat (HCl-Probe positiv).
Leukokrater, dichter Granofels (Nr. 297, Tgb. Cottbus-Nord) mit glimmerartigen Mineralen. An der Flanke des Gesteins (nicht auf dem Foto) ist ist ein Übergang in eine pegmatitartige Quarz-Feldspat-Partie zu beobachten.
Granat und Hornblende in Metamorphiten
An seiner Färbung und Kristallform leicht erkennbar und eine häufige Neubildung in metamorphen Gesteinen ist Granat. Das Bild zeigt idiomorphe Granate in einem Leukosom eines migmatitischen Paragneises (Nr. 359, Findlingspark Nochten).
Hellrote Granat-Porphyroblasten in einem migmatitischen Gneis (Nr. 179, Steinitz).
Quarzarmer Paragneis (Nr.164, Steinitz) mit großen Granat-Porphyroblasten. Ähnelt den Granat-Cordierit-Paragneisen vom Sörmland-Typ.
Die Gneistextur dieses Metamorphits (Nr. 187, Steinitz, B 45 cm) ist fast nicht mehr zu erkennen, kleinmaßstäblich dominiert ein richtungslos-körniges Gefüge eines Leukosoms in einem Migmatit. Das Gestein enthält sehr große Granoblasten von Granat.
Gleicher Stein. Die Granat-Porphyroblasten enthalten mehrere Minerale, u. a. grünschwarzen Amphibol und ein helles Mineral, wahrscheinlich Quarz. Amphibol ist unregelmäßig verteilt und bildet auch teilweise oder vollständige Säume um manche Granate.
Leukosom mit Hornblende-Megakristall in einem migmatitischen Gneis (Nr. 302, Findlingsdepot Cottbus-Nord); Höhe des Kristalls etwa 4 cm.
Granat-Cordierit-Gneise vom Sörmland-Typ
Die migmatitischen Gneise vom Sörmland-Typ sind quarzarme Granat-Cordierit-Paragneise mit deformierten Granat-Porphyroklasten und Cordierit, der häufig bläulich-grau getönt ist. Die makroskopische Unterscheidung von Cordierit und Quarz kann Probleme bereiten, allerdings finden sich in xenomorphen Cordierit-Aggregaten häufig fein verteilte Glimmerplättchen. Gneise vom Sörmland-Typ nehmen große Flächen in Sörmland ein. Ähnliche Gesteine gibt es im Bottnischen Becken und in Süd-Finnland (VINX 2011, ALTENBURG 2011). Auf Grund ihrer weiten Verbreitung eignen sie sich zwar nicht als Leitgeschiebe, sind aber ein regelmäßiger und häufiger Bestandteil mittelschwedisch geprägter Geschiebegesellschaften, so auch in den Tagebauen der Niederlausitz.
Migmatitischer Paragneis vom Sörmland-Typ (Nr. 429, Aussichtspunkt Grießen, Tagebau Jänschwalde; B 100 cm).
Detail des Gefüges aus hellrotem Granat, weißem Feldspat, Cordierit und dunklen Mineralen. Quarz ist makroskopisch nicht erkennbar.
Gleicher Stein, Nahaufnahme (BB 10 cm). Ein richtungsloses Gefüge zeigt an, dass das Gestein an dieser Stelle aufgeschmolzen war (Leukosom). Bläulicher und transparenter Cordierit findet sich zwischen den Granat- und Feldspat-Körnern.
Migmatitischer Granat-Cordierit-Gneis (Nr. 360, Findlingspark Nochten, polierte Schlifffläche). Xenomorpher Cordierit ist an seiner graublauen Farbe erkennbar.
Migmatitischer Granat-Cordierit-Paragneis (Nr. 428, Aussichtspunkt bei Bärenbrück/Tgb. Jänschwalde, BB 40 cm) mit dunklen, teils ausgelängten und deformierten Flecken. Migmatit mit ungeregelt-gleichkörnigem und zerissenem Leukosom, das einen dunklen Reaktionsrand (Restit) ausweist. Die dunkelgrauen Granoblasten bestehen wahrscheinlich aus Cordierit mit Einschlüssen von Biotit. Im Leukosom sind einige Granat-Porphyroblasten erkennbar. Ähnliche Fleckengesteine sind aus dem Västervik-Gebiet bekannt, allerdings kommt hier Granat nur sehr selten vor.
Kluftfüllung mit kristallinem Calcit in einem Quarz-Feldspat-Biotit-Gneis (Nr. 180, Steinitz) an.
Literatur
Altenburg H J 2011 Findling Trissow – Neubrandenburger Geol. Beiträge 11, S. 9-15, 9 Abb., Neubrandenburg.
Möller S & Appel P 2016 Granat-Cordierit-Sillimanit-Gneis (Sörmland-Granatgneis) von der Eckernförder Bucht – ein Leitgeschiebe? – Der Geschiebesammler 49 1, S. 15-37, 10 Abb., 1 Tabelle, Wankendorf Juni 2016.
Nolte N 2012 Paläoproterozoisches Krustenwachstum (2.0 – 1.8 Ga) am Beispiel der Västervik-Region in SE-Schweden und dem Kamanjab Inlier in NW-Namibia – Dissertationsarbeit, Universität Göttingen.
Sawyer E W 2008 Atlas of Migmatites – Canadian mineralogist: Special publication Band 9, ISSN1717-6387, NRC Research Press, 371 S.
Vinx R 2011 Gesteinsbestimmung im Gelände, 3. Auflage – Spektrum-Verlag, 480 S.
Gelb-roter, vermutlich unterkambrischer Sandstein (Steinitz, Nr. 461, B 60 cm) – Großgeschiebe von Sedimentgesteinen und ihre Fossilien, die erst eine zuverlässige stratigraphische Einordnung ermöglichen, werden in dieser Artikelserie nur untergeordnet besprochen. In den Tagebauen der Niederlausitz fanden sich vor allem jotnische Sandsteine und unterkambrische Sandsteine mit Spurenfossilien, Kalksteine des Ordoviziums und Silurs (paläozoische Kalksteine) sowie einige große Feuersteine aus der Oberkreide. Als Einführung in die Lithologie und Paläofauna der phanerozoischen Sedimentgesteine sei das Werk von SCHULZ 2003 empfohlen. Die folgenden Bilder vermitteln einen Einblick in die Lithologie der wichtigsten und häufigen Sedimentärgeschiebe. Einige der angetroffenen Kalksteine waren übrigens bereits komplett von lokale Fossiliensammlern zerlegt.
Die häufigsten Sedimentärgeschiebe sind Rotsandsteine. Ihre rote oder violette Färbung ist ein Hinweis auf eine Ablagerung in aridem Klima. Die allermeisten Rotsandsteine dürften entweder aus dem Jotnium oder Unterkambrium stammen. Nicht selten sind auch große Geschiebe von paläozoischen Kalksteinen des Ordoviziums und Silurs. In den Ablagerungen der Saale-II-Vereisung kann ihr Anteil besonders hoch sein. Damals muss die Hauptstoßrichtung des Eises quer durch die Ostsee verlaufen sein, wo diese Gesteine am Meeresgrund zum Teil exponierte Vorkommen (sog. Glinte) bilden, die vom Eis leicht abgetragen werden konnten, s. SCHULZ 2003. Teile des Kambriums und Ordoviziums sind auf Öland, das Silur ist auf Gotland aufgeschlossen.
Stark vereinfachte Skizze nach SMED 2002: Das fennoskandische Grundgebirge wurde bis zum Ende des Präkambriums abgetragen und eingeebnet. Im Schelfbereich des kristallinen Gebirgsrumpfes lagerten sich vom Kambrium bis zum Silur Sedimentgesteine ab. Später wurde das Grundgebirge mit den aufliegenden Schichten gehoben und um etwa 2 Grad nach Osten gekippt. Dieser geringe Betrag reichte aus, um eine Schichtstufenlandschaft zu schaffen, in der die härtesten Gesteinslagen als Geländestufen aufragen, z. B. in Gestalt der Inseln Öland und Gotland. Durch das leichte Einfallen der Schichten finden sich im Nordwesten Steilkanten, während im Südosten eine sanft einfallende Morphologie überwiegt.
Aus dem Gebiet des Kalmarsundes stammen die unterkambrischen roten Sandsteine („Kalmarsund-Sandstein“) aus Flusssedimenten und Deltaschüttungen. Eine Variante ist der sog. „Chiasmasandstein“. Darüber folgt der gelblich-braune Skolithos-Sandstein mit rotbraunen Wurmröhren. Helle Skolithos-Sandsteine sind von verschiedenen Lokalitäten bekannt (z. B. der Hardeberga-Sandstein aus Ost-Schonen). Die ordovizischen Schichten auf Öland bestehen zu einem großen Teil aus Orthocerenkalk. Das Vorkommen ordovizischer Kalksteine setzt sich am Grund der Ostsee fort (Paläoporellenkalk etc.). Auf Gotland stehen silurische Kalke an (z. B. Seelilienkalke, Korallenkalke). Sedimente des Devons und Mesozoikums sind in der Niederlausitz als Großgeschiebe offenbar sehr selten. Eine Ausnahme ist der Fund eines Dogger-Sandsteins in Steinitz (Kelloway-Geschiebe). Aus der Oberkreide schließlich die großen Feuerstein-Geschiebe.
Unterkambrium
Hin und wieder finden sich größere Geschiebe unterkambrischer Skolithos-Sandsteine auf den Findlingshalden, hier ein grünlicher Skolithos-Sandstein (Nr. 218, Steinitz) von etwa 40 cm Breite.
Skolithos-Sandstein (Nr. 333, Findlingslager Cottbus-Nord, Länge etwa 30 cm). Wurmröhren finden sich im grünlich-grauen und im weißen Bereich und laufen teilweise durch die „Schichtgrenze“. Vermutlich wurde das Gestein im oberen Teil nachträglich gebleicht.
Ordovizium
Großer Block eines Paläoporellenkalkes (Nr. 464; Vattenfall-Betriebsgelände, Tagesanlagen Tgb. Jänschwalde, B etwa 250 cm) aus dem Oberordovizium. Der graue und harte Kalkstein besteht fast ausschließlich aus den Kalkschalen röhrenbildener Kalkalgen (Palaeoporella, Vermiporella u.a.). Sein Anstehendes dürfte sich am Grund der Ostsee zwischen Öland und Gotland befinden. Der Paläoporellenkalk ist das häufigste Kalkstein-Geschiebe.
Fossilien höherer Lebensformen sind im Paläoporellenkalk ziemlich selten. Der oben gezeigte Block enthält einen Cephalopoden (Discoceras, Vorläufer der Ammoniten, s. a. fossiilid.info) mit einem Durchmesser von etwa 12 cm.
Ein weiterer Paläoporellenkalk (Nr.463, Tgb. Jänschwalde, BB ca. 10 cm) mit Röhren koloniebildender Algen.
Die Kalkröhren werden durch Verwitterung gelegentlich herauspräpariert. Paläoporellenkalk (Nr. 465, Tgb. Jänschwalde, BB 20cm).
Paläoporellenkalk (Nr. 344, Aussichtspunkt Merzdorf, Tgb. Cottbus-Nord) mit ausgewitterten Kalkröhren und Rosetten von rekristallisiertem Calcit mit spitzpyramidalem Habitus.
Rotfleckige Variante eines Paläoporellenkalkes mit zahlreichen Hohlräumen, die von kristallinem Calcit verfüllt wurden (Nr. 466, Findlingslager Malxetal, Tgb. Jänschwalde).
Großer Block eines plattigen, bläulich-grauen und mergeligen Kalksteins mit rostbrauner Verwitterungsrinde, vermutlich ein oberordovizischer Macroura-Kalk (Nr. 471, Findlingskippe Malxetal/ Tgb. Jänschwalde, B 150 cm). Das Gestein ist von Wühlspuren durchsetzt. Diese Kalksteine bis Kalkmergel stammen aus dem nördlichen Öland oder dem Grund der Ostsee.
Beim nächsten Besuch war der gleiche Gesteinsblock war fast vollständig zerlegt. In den Resten fanden sich noch einige unbestimmbare Brachiopoden.
Gleicher Block, Anschnitt einer Koralle, Bildbreite 15 cm.
Hellgrauer, mergeliger, bioturbater Kalkstein (Nr. 342, Aussichtspunkt Merzdorf, Tgb. Cottbus-Nord, BB 45 cm), vielleicht ein Macroura-Kalk. Der reiche Fossilinhalt, hauptsächlich Brachiopoden, ist stark verwittert.
Gleicher Block, eine kompakte hemisphärische Bryozoe (Durchmesser 4,5 cm) der Ordnung Trepostomata.
Detail aus einem weiteren Macroura-Kalk (Nr. 350, Cottbus-Nord, BB 9 cm) mit Trilobiten-Kopfschild von Toxochasmops cf-macrourus.
Im gleichen Gestein fanden sich große Brachiopoden, vermutlich Actinomena sp., BB 10 cm.
Macroura-Kalk (Nr. 347, Merzdorf, Tgb. Cottbus-Nord, BB ca. 6 cm) mit Abdruck eines Schwanzschildes von Toxochasmops cf macrourus.
Bruchstücke aus dem gleichen Block (Nr. 347) mit großen Brachiopoden, BB etwa 18 cm.
Blaugrauer ordovizischer Kalkstein (grauer Orthocerenkalk?, Nr. 467, ehem. Ortslage Weißagk), Blick auf die Innenseite eines 4 cm breiten Trilobiten-Schwanzschildes (Neoasaphus sp.).
Überreste von kugeligen Kalkalgen (Coelosphaeridium cyclocrinophilum) in einem oberordovizischen Coelosphaeridium-Kalk (Nr. 349 Aussichtspunkt Merzdorf, Tgb. Cottbus-Nord, BB ca. 8 cm).
Coelosphaeridium-Kalk (Nr. 535, Steinitz, BB 25 cm) mit einer Lage aus Kalkalgen-Individuen.
Beyrichienkalk mit Brachiopoden (Nr. 38, Cottbus-Nord, BB 7 cm). Schichtweise treten im Beyrichienkalk die Brachiopoden Protochonetes striatellus undMicrosphaeridiorhynchus nuculamassenhaft auf. Die hier vorliegenden Exemplare ließen sich nicht bestimmen. Auch die namensgebenden Beyrichien – kleine knotenförmige Reste von Ostrakoden (Muschelkrebse) – waren nicht auffindbar, treten aber auch nur in manchen Schichten dieses Gesteins auf. Trotzdem hat sich der Begriff Beyrichienkalk für graublaue oder grüngraue Silurgeschiebe (Ludlow/Pridoli) eingebürgert. Der typische Beyrichienkalk mit Ostrakoden ist nur als Geschiebe bekannt, sein Heimatgebiet liegt in der Ostsee, in einem Gebiet SW von Gotland bis nach Estland. Im Beyrichienkalk treten neben Muschelkrebsen und Brachiopoden zahlreiche weitere Fossilien auf (Korallen, Bryozoen, Crinoiden, Trilobiten etc.).
Beyrichienkalk (Nr. 352, Merzdorf, Tgb. Cottbus-Nord, BB ca. 7 cm) mit verschiedenen Brachiopoden, links ein Teilabdruck eines Trilobiten.
Brachiopode in einem Beyrichienkalk (Nr. 351, Cottbus-Nord, BB 4 cm).
Im gleichen Block (Nr. 352, BB 9 cm) fanden sich Reste von Kalkalgen oder Bryozoen.
Silurischer Korallenkalk (Nr. 468, Ortslage Klinge am Tagebau Jänschwalde, BB 18 cm). Massiger Riffkalk, links mit Moostierchenkolonien (Bryozoen), auf der rechten Seite eine Kettenkoralle (Catenipora sp.?).
Jura-Geschiebe aus dem Callovien (Kelloway-Geschiebe) finden sich im nördlichen Brandenburg mitunter gehäuft, auch als größere Geschiebe. In den Tagebaubereichen der Niederlausitz konnte bisher nur ein einziges Exemplar gesichtet werden.
Etwa 15 cm hohe Schilllage über einem grauen Kalksandstein, vermutlich ein Kelloway-Geschiebe (Nr. 226, Steinitz).
Blick auf eine Schichtfläche mit Muschelschill.
Kreide
Großes Geschiebe eines Feuersteins (Nr. 526, Steinitz, BB 40 cm).
Tertiär
Wurzelquarzit (Nr. 513, Cottbus-Nord), ein silifizierter Sandstein des Tertiärs mit Pflanzenresten (Wurzelhorizonte). Wurzelquarzite treten in der Niederlausitz eher selten auf. In den Braunkohletagebauen des Mitteldeutschen Reviers, z. B. südlich von Leipzig, sind sie häufig anzutreffen.
Im Tagebau Welzow-Süd stehen offenbar geschichtete und leicht verfestigte Brauneisen-Sandsteine (Nr. 229, Steinitz) an, die zum Teil auf der Findlingskippe in Steinitz verkippt wurden. Die Zusammensetzung der Klasten (überwiegend Milchquarze, einige Lydite) läßt auf präglaziale Flußschotter eines nach Norden entwässernden Fluss-Systems schließen.
In den Brauneisen-Sandsteinen finden sich vereinzelt größere Holzreste.
Brauneisen-Sandstein (Nr. 228, Steinitz, BB 35 cm) mit Hohlräumen, die teilweise mit einer pulverigen gelben und limonitischen Substanz gefüllt sind.
Jotnischer Sandstein und Rotsandsteine
Großgeschiebe im Tagebau Cottbus-Nord, die größten Blöcke sind etwa 60 cm lang. In keinem anderen Tagebau traten rote bis rotviolette Sandsteine so gehäuft auf wie in Cottbus-Nord. Ihr Anteil unter den Gesteinen im Bild beträgt etwa 25%. Akkumulationen von Rotsandsteinen oder jotnischem Sandstein sind auch von anderen Lokalitäten bekannt, s. ZWENGER 2010 („Trebuser Sandstein“) und MEYER K D 2000.
Rotsandsteine lassen sich nicht immer zweifelsfrei als jotnischer oder unterkambrischer Sandstein bestimmen. Auch eine seriöse Herkunftsbestimmung („Dala-Sandstein“) ist kaum möglich. Der Jotnische Sandstein, im jotnischen Zeitalter vor etwa 1,4-1,2 Ga auf dem Baltischen Schild in intramontanen Senken (red beds) abgelagerte Sandstein, weist häufig violette Farbtöne und Entfärbungsflecken auf. Bekannt sind aber auch ganz andere Varietäten, z. B. leuchtend orangerote Sandsteine ohne Flecken (kristallin.de). Mit einer variantenreichen Lithologie in Bezug auf Farbe, Korngröße, Schichtungsphänomene und Feldspatgehalt muss auch bei den unterkambrischen Rotsandsteinen gerechnet werden. Die genannten Merkmale sind diagenetisch bedingt und nur von beschränkter Aussagekraft. Einige, nicht aber die Mehrzahl der Rotsandsteine, lassen sich als „typisch“ jotnischer oder kambrischer Sandstein bestimmen. Hinzu kommen noch lokale Ausprägungen (jotnischer Dala-Sandstein, kambrischer Nexö- und Kalmarsund-Sandstein etc.), die aber kaum erkennbar sind, weil mit ähnlichen Vorkommen an anderen Lokalitäten zu rechnen ist. Rotsandsteine gibt es auch im Devon („Old-Red-Sandstein“), als Geschiebe sind sie aber sehr selten.
Jotnischer Sandstein (Nr. 335, Merzdorf, Tgb. Cottbus-Nord, BB 35 cm), violettroter Sandstein mit gelben Entfärbungsflecken. Der jotnische Sandstein entstand in der Folge intensiver Abtragung des fennoskandischen Grundgebirges. Die Rotfärbung durch Eisenoxide ist ein deutlicher Hinweis auf aride Klimabedingungen zur Zeit seiner Ablagerung. Vorkommen, auch in verschiedenen lokalen Ausprägungen, sind aus Mittelschweden (Dalarna, Mälaren), Nordschweden, vom Grund der Bottensee, aus Finnland und auch aus Norwegen bekannt.
Violettroter Sandstein, jotnischer Sandstein (Nr. 220, B 70 cm) mit hellen Entfärbungsflecken.
Große, konzentrische Entfärbungsflecken in einem jotnischen Sandstein (Nr. 217, Steinitz, B 40 cm).
Nahaufnahme eines konzentrisch entfärbten Flecks.
Jotnischer Sandstein (Nr. 334, Cottbus-Nord, B 40 cm) mit Schrägschichtung und gelben Entfärbungsflecken. An der Oberseite sind eckige Tongallen oder Stylolithen zu erkennen.
Violetter Jotnischer Sandstein (Nr. 458, Malxetal, Tgb. Jänschwalde, BB 15 cm) mit gelben Entfärbungsflecken. Die rotbraune und feinkörnige Einlagerung dürfte ein Fragment aus einem Horizont mit Schrumfungsrissen sein (Schrumpfrisspolygon) und zeigt ebenfalls kleine grünliche Entfärbungsflecken.
Rotsandstein (Nr. 215, Steinitz, BB 45 cm) mit Schrägschichtung, Entfärbungsflecken und diagenetisch getauchten Schichtflächen; wahrscheinlich ein jotnischer Sandstein.
Gelb-rotbrauner kambrischer Sandstein (Gingham-Sandstein?) mit synsedimentärer Faltung, ohne Entfärbungsflecken (Nr. 461, Steinitz, B 60 cm).
Rotbrauner Sandstein ohne Entfärbungsflecken, wahrscheinlich ein kambrischer Sandstein bzw. Kalmarsund-Sandstein. Erkennbar sind die typischen, divergierend zur Schichtung verlaufenden Bänder von Fe-oxiden, die aus wässrigen Lösungen ausgeschieden wurden (sog. „Chiasma-Sandstein“). Gedenkstein an der ehemaligen Ortslage Tranitz (Tagebau Cottbus-Nord); Höhe ca. 1 m.
Tongallen in einem violettgrauen Sandstein (Nr. 502, Tgb. Cottbus-Nord, BB 30 cm).
Rotbrauner Sandstein mit Tongallen (Nr. 337, Tgb. Cottbus-Nord, B 35 cm).
Rotsandstein (Nr. 497, Cottbus-Nord, B 50 cm), in der unteren Hälfte als grobkörniger konglomeratischer Sandstein mit Tongallen, oben als Sandstein mit intensiver Schrägschichtung, die durch Hämatitpigmente deutlich nachgezeichnet ist.
Schichtungs-Phänomene in einem Rotsandstein (Nr. 460, Tagebau Jänschwalde, BB 20 cm). Ausschnitt aus einem größeren Sandstein-Block mit fein- und grobkörnigen, planaren oder schräg geschichteten Sandsteinlagen und einzelnen Entfärbungsflecken.
Helle Schrumpfungsrisse in einem dunkel violettgrauem Sandstein (Nr. 529, Steinitz, B 110 cm).
Beige-grauer konglomeratischer Sandstein (Nr. 341, Merzdorf, Tgb. Cottbus-Nord, BB 35 cm) vom Typ Hardeberga-Sandstein (Unterkambrium).
Nahaufnahme des Gefüges mit größeren bernsteinfarbenen Quarzgeröllen, ein einzelnes davon ist ein Blauquarz. BB 15 cm.
Das letzte Bild ist kein nordisches Geschiebe, sondern ein Lesestein eines geschichteten Hornsteins von der ehem. Ortslage Groß-Lieskow. Der Fund stammt aus ortsfremden Material und ist ein südliches Geröll. Aus welcher Kiesgrube (im südlichen Brandenburg) es stammt, ist unklar. Die kleinen weißen Punkte sind wahrscheinlich Reste von Radiolarien, das Gestein vermutlich ein paläozoischer Radiolarit.
Ludwig A O 1967 Der präquartäre Untergrund der Ostsee – Nachdruck in: Der Geschiebesammler 5 (2) 1970 bis 7 (3/4) 1972.
Meyer K D 2000 Geschiebekundlich-stratigraphische Untersuchungen im Hannoverschen Wendland (Niedersachsen) – Brandenburg. geowiss. Beitr. Kleinmachnow 7 (2000), S. 115-125
Rudolph F 2017 Das große Buch der Strandsteine – Wachholtz Verlag, 320 S.
Schulz W 2003 Geologischer Führer für den norddeutschen Geschiebesammler – cw Verlagsgruppe, Schwerin, 508 S.
Smed P, Ehlers 2002 Steine aus dem Norden, 2. Auflage – Gebrüder Bornträger, 195 S.
Zwenger W 2010 Der Trebuser Sandstein – ein Massenvorkommen jotnischer Sandsteingeschiebe – Brandenburg. geowiss. Beitr. Cottbus 17 (2010), S. 77-90.
Brekzien bilden eine heterogene Gesteinsgruppe und können auf ganz unterschiedliche Weise entstehen. Magmatische Gesteine in den oberen Krustenbereichen können zerbrechen und die Risse durch Ausscheidungen aus hydrothermalen Lösungen oder durch schmelzflüssiges Magma verfüllt werden (Intrusionsbrekzien, net veins etc.). An der Erdoberfläche können Bruchstücke von sedimentären Gesteinen durch ein Bindemittel fest miteinander verbunden werden (sedimentäre Brekzien). Auch bereits versenkte Sedimentgesteine können während der Diagenese brekziiert werden (intraformationale Brekzien). Wenn Bruchstücke von Sedimentgesteinen über größere Distanzen transportiert werden, unterliegen sie der Abrollung. Verfestigte Sedimentgesteine mit runden Gesteinsklasten werden als Konglomerat bezeichnet. Konglomeratähnliche Gefüge sind auch in magmatischen Gesteinen zu beobachten, wenn Gesteinsbruchstücke durch ein eindringendes Magma aufgearbeitet und teilweise assimiliert werden (magma mingling). Die folgenden Bilder zeigen Gesteine mit unterschiedlicher Enstehungsgeschichte. Entscheidend für die Einordnung in die Gruppe „Brekzien und Konglomerate“ ist ein Nebeneinander verschiedener Gesteinskomponenten unterschiedlichen Ursprungs. Hierzu gehören auch einschlussführende Diabase („Gerölldiabase“), die bereits im Kapitel Diabase, Dolerite und Gabbros vorgestellt wurden.
Magmatische Brekzien
Netzgänge, net veins (Nr. 075, Steinitz, Breite 1 m). Dunkle und metamorphe Magmatite wurden netzartig zerbrochen. Die einzelnen Bruchstücke passen teilweise zueinander. Eine helle und feinkörnige Quarz-Feldspat-Schmelze füllte Risse und Klüfte aus.
Nahaufnehme des gleichen Steins. Erkennbar sind zwei Arten von dunklen Magmatiten, ein feinkörniger und ein grobkörniger Metabasit. Im grobkörnigen Gestein erkennt man die Foliation der dunklen Mineralbestandteile. Möglicherweise handelt es sich bei den Metabasiten um parallele Gänge, an deren Grenzen das helle, aplitische Magma bevorzugt eindringen konnte.
Intrusionsbrekzie (Nr. 393, Malxetal/Tgb Jänschwalde; BB ca. 1 m). Die dunklen Gesteinsfragmente passen in der unteren Hälfte noch einigermaßen zueinander. Das dunkle Gestein dürfte durch tektonische Einwirkung zerbrochen sein, bevor sich das helle Quarz-Feldspat-Magma seinen Weg entlang der Klüfte bahnte. Die meisten Fragmente sind eckig und kaum von einer randlichen Aufschmelzung betroffen, da die basischen Gesteine einen wesentlich höheren Schmelzpunkt besitzen.
Tektonische Brekzie (Nr. 078, Steinitz). Die Risse des stark fragmentierten grünen Wirtgesteins aus Felspat, Glimmer und Epidot werden von einem hellen Quarz-Feldspat-Magma durchsetzt.
Intrusionsbrekzie (Nr. 475, Tgb Cottbus-Nord, B 60 cm). Ein dunkler und feinkörniger Metabasit wird von einer mittelkörnigen granitischen Schmelze durchdrungen. Die Rundung der dunklen Klasten zeigt, dass eine gewisse Assimilation stattgefunden haben muss.
Ein grünlich-brauner Porphyr (Nr. 440, Malxetal/Tgb Jänschwalde, B 35 cm) wird von hellen Adern durchzogen. Auffällig ist, dass die runden Porphyr-Enklaven dunkle Ränder aufweisen, möglicherweise als Folge einer metasomatischer Reaktion mit dem eindringenden hellen und feinkörnigen Magma. Da durch Bruchtektonik kaum runde Klasten entstehen dürften, könnte es sich um einen Pyroklastit handeln, der nach der Versenkung von einem hellen Magma durchsetzt wurde, das seinen Weg entlang der Korngrenzen der einzelnen Vulkanoklasten suchte.
Oligomikte magmatische Brekzie (Nr. 077, Steinitz, H 40 cm). Die Matrix besteht aus Feldspat (unbestimmt), Quarz (teilweise als Blauquarz) und Glimmer. Die dunklen, teilweise gerundeten Gesteinsfragmente sind Gneise, Gabbros, basaltartige Gesteine sowie feinkörnige grüne Gesteine. Die petrographische Vielfalt an Gesteinsklasten führt zu der Vermutung, dass es sich um einen Konglomerathorizont handelt, der durch eine magmatische Schmelze aufgearbeitet wurde.
Gleicher Stein, Nahaufnahme (BB18 cm): Kontakt eines jüngeren und hellen Magmas mit älteren Gesteinen: rechts ein grauer Gneis, links ein dunkler Magmatit (Gabbro/Diorit), oben rechts ein feinkörniges basaltisches Gestein.
Xenolithe
In magmatischen und metamorphen Gesteinen finden sich nicht selten Einschlüsse von Fremdgesteinen (Xenolithe), die durch das aufsteigende Magma z. B. aus dem Nebengestein mitgerissen werden. Xenolithe in Graniten oder Gneisgraniten sind häufig basische Gesteine, die einen höheren Schmelzpunkt als das Wirtmagma besitzen und daher nicht „verdaut“ werden können.
Basischer Xenolith in einem hellen Gneis (Nr. 182, Steinitz). Das basaltische Gestein ist durch hydrothermale Alteration oder Metamorphose graugrün gefärbt und enthält weiße Plagioklas-Einsprenglinge. Als dunkles Mineral ist Glimmer erkennbar, der der Foliationsrichtung des Wirtgesteins folgt.
Grobkörniger Granodiorit (Nr. 527, Steinitz) mit einem mittelkörnigen Xenolith eines grauen Magmatits, der wiederum leicht kantengerundete Xenolithe eines feinkörnigen basaltischen Gesteins enthält.
Konglomerate
Großgeschiebe von Konglomeraten und Meta-Konglomeraten sind auf den Findlingshalden der Niederlausitz selten anzutreffen. Das als Leitgeschiebe geeignete Digerberg-Konglomerat mit Klasten von Dala-Porphyren wird im Abschnitt „Porphyre“ besprochen.
PolymiktesMetakonglomerat (Nr. 512, BB 50 cm) mit herausgewitterten Klasten. Das Geschiebe im Tagebau Cottbus-Nord konnte während einer Befahrung im April 2016 genauer untersucht und beprobt werden. Rechts unten im Bild ist die frische und dunkle Bruchfläche des weiter unten gezeigten Abschlags zu erkennen. Das Konglomerat ist weitgehend quarzitisch gebunden. In der Matrix sind weiterhin dunkle Glimmerminerale erkennbar.
Die metamorphe Überprägung des Gesteins zeigt sich beim Blick entlang der Foliationsebene: einige Klasten sind ausgelängt und besitzen elliptische Formen.
Der Klastenbestand ist vielfältig. Es finden sich helle und gleichkörnige Granitoide und Gneise, graue Porphyre, Sedimentgesteine (Sand/Siltsteine) sowie einzelne große Gang- bzw. Milchquarze.
Detailansicht einiger großer Milchquarz-Klasten. Die Herkunft des Metakonglomerats bleibt offen, da ganz ähnliche Gesteine von mehreren Lokalitäten bekannt sind, z. B. aus der Vetlanda-Formation im nördlichen Småland oder aus Dalsland. Konglomerate und Metakonglomerate bilden in der Regel nur kleine und verstreute Vorkommen. Lediglich bekannte Vorkommen mit einem ganz spezifischen Klastenbestand könnten als Leitgeschiebe in Frage kommen. Bisher trifft dies nur auf das Digerberg-Konglomerat aus Dalarna zu.
Handstück aus dem gleichen Block. Das Gestein ist auf Grund des quarzitischen Bindemittels sehr zäh und schwer mit dem Hammer zu bearbeiten.
Auf der Rückseite des Handstücks geht der Bruch entlang einer Kluft, die mit einem grünen Mineral verfüllt ist, vermutlich Epidot. Die quarzitische Grundmasse ist durch Beimengungen von Glimmer dunkelgrau getönt.
Aufnahme unter Wasser der Verwitterungsseite des Handstücks mit teilweise ausgelängten Klasten von ellipsoider Gestalt.
Nahaufnahme einiger länglicher und deformierter Klasten.
Polymiktes Konglomerat (Nr. 076, Steinitz, BB 60 cm). Die Zusammensetzung der Matrix konnte nicht eindeutig ermittelt werden, weil sich keine frische Bruchfläche schlagen ließ. Es scheint sich um einen Vulkanit oder Tuffit zu handeln. Auf der Gesteinsoberfläche sind Löcher von bereits ausgewitterten Klasten erkennbar. An Klasten finden sich hauptsächlich graue und fein- bis mittelkörnige Gesteine mit weißen Plagioklas-Leisten (Dolerite, Gabbros, Basaltoide oder Andesite). Einige feinkörnige basaltoide Gesteinsklasten enthalten keine Einsprenglinge. Weiterhin kommen Sedimentgesteine (Tonsteine, Hornfels, Tuffite?) sowie Gneis-, Porphyr- und hälleflintartige Klasten vor.
Nahaufnahme der trockenen Geschiebeoberfläche: überwiegend Klasten aus dunklen Plutonite und Vulkaniten, die meisten mit Plagioklas-Einsprenglingen.
Nahaufnahme einer angefeuchteten Oberfläche. Grau-weiße Dolerite sowie feinkörnige Vulkanite. Die Herkunft dieses Konglomerates ist unbekannt.
Monomiktes Konglomerat (Nr.336, Tgb. Cottbus-Nord, BB 25 cm), ein Rotsandstein (Arkose) mit gut gerundeten Milchquarzklasten (jotnischer Sandstein?).
Pegmatite
Pegmatite bilden massige und weitständig geklüftete Gesteinskörper und finden sich dementsprechend häufiger unter den Großgeschieben der Niederlausitz. Ein überwiegender Teil dürfte aus dem svekofennischen Bereich stammen und entstand bei der Aufschmelzung von Gesteinen unter hochgradigen Metamorphosebedingungen (sog. „abyssale Pegmatite“ in Migmatiten). „Echte“ Pegmatite sind riesenkörnig kristallisierte und meist granitisch zusammengesetzte Restschmelzen plutonischer Gesteine und als Großgeschiebe etwas seltener. Erwähnenswert ist, dass Pegmatite in den Plutoniten des Transskandinavischen Magmatitgürtels (TIB) weitgehend fehlen.
Bläulich-grauer Pegmatit (Nr. 436, Aussichtspunkt Tagebau Jänschwalde, südlich Heinerbrück, BB 130 cm). Das riesenkörnige Gestein zeigt einen scharfen Kontakt mit einem dunklen, aus Plagioklas und Quarz bestehendem Gestein (Meta-Tonalit?). Der Pegmatit besitzt aber eine granitische Zusammensetzung (Alkalifeldspat+Quarz).
Die graublauen Feldspatkristalle erreichen eine Größe von 15 cm. Ihre dunkle Tönung dürfte auf fein verteilte Glimmerminerale zurückzuführen sein.
Bunter Pegmatit (Nr 203, Steinitz, BB 35 cm) aus rotem Alkalifeldspat, gelbem Plagioklas und grauem Quarz als Begleiter eines Gneisgranits. Solche bunten Pegmatite sind eher die Ausnahme unter den üblicherweise weißen oder grauen Pegmatit-Großgeschieben.
Alkalifeldspat-Quarz-Pegmatit (Nr. 201, Steinitz, B 90 cm) mit grobkörnigem Hellglimmer.
Gleicher Stein, Nahaufnahme einer Hellglimmerpartie.
Bunter Pegmatit (Nr. 200, Steinitz), teilweise mit schriftgranitischem Gefüge sowie einer linsenförmigen Akkumulation eines dunklen Minerals.
Gleicher Stein mit schriftgranitischer Partie.
Violetter gefärbter Quarz (Amethyst) in einem Pegmatit (Nr. 202, Steinitz). Die grünen Partien sind anhaftender pflanzlicher Bewuchs.
Großer Block eines weißen Pegmatits (Nr. 518, Steinitz, Breite etwa 1 m), der fast ausschließlich aus Alkalifeldspat besteht. Die großen ebenen Spaltflächen lassen vermuten, dass es sich um einen Einkristall, zumindest aber um wenige und sehr große Feldspatkristalle handelt. Die Feldspäte enthalten mm-große Einschlüsse von Quarz und Amphibol.
Quarz-Feldspat-Pegmatit mit großen Amphibolen bis 2,5 cm Länge. Einige Amphibole weisen einen Querschnitt auf und zeigen sechseckige Umrisse. Manche Pegmatite führen auch schwarzen Turmalin. Im Unterschied zu Amphibol zeigt Turmalin häufig einen blauen Farbstich. Die Kristalle besitzen einen dreieckigen Querschnitt und lassen keine Spaltbarkeit erkennen (unebener Bruch).
Aplite
Aplite sind helle und feinkörnige Gesteine und finden sich häufig in Gestalt cm- bis dm-breiter Adern oder Gänge in Plutoniten und Metamorphiten. Es dürfte sich um Restschmelzen handeln, die Klüfte in Plutoniten ausfüllen und auf Grund ihrer Feinkörnigkeit recht schnell erstarrten.
Hellroter, etwa 5 cm mächtiger Aplitgang in einem Granodiorit mit Blauquarz (Nr. 303, Tgb. Cottbus-Nord).
Mittelkörniger und schwarz-weißer Gneis (Nr.176, Steinitz), durchzogen von einer Ader eines feinkörnigen Magmatits, der die gleiche Foliationsrichtung wie das Wirtgestein zeigt. Es könnte sich um einen Aplitgang handeln, allerdings führen Aplite in der Regel kaum dunkle Minerale.
Dieses mittelkörnige aplitische Gestein aus Quarz und rotem Alkalifeldspat führt zahlreiche große Hellglimmer-Kristalle (Nr. 206, Steinitz), bei denen es sich um Xenolithe, z. B. aus einem pegmatitischen Nebengestein handeln dürfte. Größere Pegmatitkörper können einen Zonarbau unterschiedlicher Mineralgefüge aufweisen und besitzen häufig eine aplitische Randzone (WIMMENAUER 1985).
Literatur
Wimmenauer W 1985 Petrographie der magmatischen und metamorphen Gesteine – Ferdinand Enke Verlag Stuttgart, 382 S., 297 Abb.
Vinx R 2011 Gesteinsbestimmung im Gelände, 3. Auflage – Spektrum-Verlag, 480 S.
