Abb. 1: Weißschlieriger Granatamphibolit mit roten Granat-Porpyroblasten und gelblichen Plagioklas-Leukosomen. Geschiebe von Strande bei Kiel, Bildbreite ca. 30 cm.Abb. 2: Gleicher Stein, Nahaufnahme der trockenen Oberfläche. Bildbreite ca. 15 cm.
Migmatitische Granatamphibolite mit weißen Plagioklas-Schlieren sind charakteristische Gesteine des Südwestschwedischen Granulitgebiets (SGR). Der Gesteinstyp ist als Leitgeschiebe geeignet, seine Vorkommen scheinen sich auf den westlichen Teil der SGR zu beschränken. In SW-schwedischen Geschiebegemeinschaften ist der weißschlierige Granatamphibolit häufig anzutreffen (VINX 1998, 2016).
Im Unterschied zu „gewöhnlichen“ Granatamphiboliten, die aus basischen Gesteinen (Basalte, Gabbros o. ä.) durch Metamorphose entstehen, erfolgt eine Teilaufschmelzung von Amphiboliten erst unter hochgradigen Metamorphosebedingungen (obere Amphibolitfazies, ab etwa 800°C), wie sie während der svekonorwegischen Gebirgsbildung vor etwa 1 Ga erreicht wurden. Dabei kam es zum Ausschmelzen von Plagioklas, der als helles Leukosom kumuliert, erneut kristallisiert und das Gestein in Gestalt weißer Schlieren durchzieht.
Solche migmatitischen Granatamphibolite sind aus SW-Schweden und anderen Regionen bekannt, die von der svekonorwegischen Gebirgsbildung erfasst wurden. SMED & EHLERS 2002 weisen auf Vorkommen ähnlicher Gesteine in SE-Norwegen hin (Bamble-Kongsberg-Gebiet). Vereinzelte Geschiebe von dort dürften allenfalls im nördlichen Dänemark zu erwarten sein, so dass im Allgemeinen von einer SW-schwedischen Herkunft der Gesteine ausgegangen werden kann. In der Geschiebekunde wird der Gesteinstyp als „plagioklasschlieriger“ oder „weißschlieriger“ Granatamphibolit bezeichnet. Funde sind vor allem westlich der Lübecker Bucht und nördlich davon zu erwarten. Anstehende SW-schwedische Granatamphibolite zeigt der Exkursionsbericht SW-Schweden, Abb. 9-12 und 23-26.
Der weißschlierige Granatamphibolit fällt durch sein kontrastreiches Gefüge aus schwarzem Amphibol, weißem Plagioklas und rotem Granat auf. Größere Amphibol-Körner zeigen einen lebhaften Glasglanz. Roter Granat findet sich in kleinen Körnern zwischen Amphibol und Plagioklas, vor allem aber in Gestalt großer und runder Porphyroblasten (1-2 cm, im Ausnahmefall bis 5 cm). Diese können regelhaft im Gestein verteilt sein oder Ansammlungen bilden. Manchmal liegen sie auch innerhalb der hellen Plagioklas-Leukosome. Regelmäßig findet sich ein schmaler Saum aus retrograd gebildetem Plagioklas um die größeren Granate (Abb. 3). Die weißen bis gelblichen Plagioklas-Leukosome bilden längliche, gewundene oder unregelmäßige Schlieren und sind grobkörniger als die Matrix. Quarz fehlt und ist in der Regel auch innerhalb der Leukosome nicht erkennbar.
Abb. 3: Ein weiterer Granatamphibolit von Strande. Runde Granat-Porphyroblasten besitzen einen schmalen Saum aus retrograd gebildetem Plagioklas.Abb. 4: Weißschlieriger Granatamphibolit, Geschiebe von Hökholz (Schleswig-Holstein).Abb. 5: Gleicher Stein, Nahaufnahme.
Literatur
Smed P & Ehlers J 2002 Steine aus dem Norden – Bornträger-Verlag Stuttgart, 1. Auflage 1994, 2. Auflage.
Wennberg G 1949 Differentialrörelser i Inlandsisen. Sista istiden i Danmark, Skåne och Östersjön [Differentialbewegungen in der Inlandvereisung. Sechs Eiszeiten in Dänemark, Schonen und Östersjön] – Meddelanden från Lunds Geologisk-Mineralogiska Institution 114: 1-201, 11 Taf., 57 Abb., 1 Tab., Lund (Carl Bloms Boktryckeri). [deutsche Zusammenfass. S. 192-201].
Vinx R 2016 Steine an deutschen Küsten; Finden und bestimmen – 279 S., 307 farb. Abb., 5 Grafiken, 25 Kästen, Wiebelsheim (Quelle & Meyer Verl.).
Abb. 1: Mafischer Granulit, Geschiebe von Hohenfelde.Abb. 2: Nahaufnahme der angefeuchteten Oberfläche. Das feinkörnige Gestein besteht aus Granat (rot), Pyroxen (mattschwarz), Amphibol (glänzend schwarz) und Plagioklas (weiß).
Mafische Granulite entstehen durch Hochdruck-Hochtemperatur-Metamorphose aus basischen Ausgangsgesteinen (Basalte, Gabbros bzw. Amphibolite u. ä.). Auf dem Baltischen Schild tritt der Gesteinstyp in einem begrenzten Gebiet innerhalb der Südwestschwedischen Granulitregion (SGR) auf und ist als Leitgeschiebe für Schonen und das südliche Halland geeignet (Erstbeschreibung in VINX 1996). Im Vergleich zu den sauren, mitunter auch bunten Granuliten aus SW-Schweden (Schonengranulit und Flammenpegmatit) sind mafische Granulite auf den ersten Blick eher unscheinbare Gesteine. Die charakteristischen mineralogischen und texturellen Merkmale werden erst bei genauem Hinsehen sichtbar.
Der gewöhnliche mafische Granulit (Granatgabbro in SMED & EHLERS 2002) ist ein feinkörniges und sehr schweres Gestein mit grauer bis brauner Verwitterungsrinde. Unter der Lupe erkennt man ein weitgehend regelloses Mineralgefüge aus rotem Granat, matt- und grünlichschwarzem Pyroxen, weißem Plagioklas und glänzend schwarzem Amphibol. Granat und Pyroxen, die maßgeblichen metamorphen Neubildungen, bewirken eine braune Gesamtfärbung des Gesteins. Der Anteil an Amphibol schwankt und ist abhängig von der retrograden Überprägung des Gesteins. Mafische Granulite mit höherem Amphibolgehalt sind eher grau getönt.
Im cm-Maßstab kann eine leichte Foliation oder eine fleckige Textur erkennbar sein. Das Gefüge der kleinen Granat- und Pyroxen-Körner erscheint aber weitgehend regellos und gleichkörnig und entstand durch granoblastisches Wachstum während der Metamorphose. Mafische Granulite sind also Granofelse. In grobkörnigen Varianten, vor allem im Granatcoronit, bildet retrograd entstandener Amphibol schwarze Coronen um größere und matt grünlichschwarze Pyroxen-Kristalle. Mafische Granulite im Anstehenden zeigt der Exkursionsbericht SW-Schweden, Abb. 21-26.
Abb. 3: Mafischer Granulit, Geschiebe von Hökholz.Abb. 4: Nahaufnahme der trockenen Oberfläche.Abb. 5: Leicht foliierter mafischer Granulit, Strandgeröll vom Anstehenden (Kullaberg, SW-Schweden).Abb. 6: Gleicher Stein, angefeuchtete Oberfläche.
Die Bildung der SW-schwedischen mafischen Granulite erfolgte im Zuge der svekonorwegischen Gebirgsbildung vor etwa 1 Ga. Während einer Kontinent-Kontinent-Kollision kam es zu einer trockenen Hochdruck-Metamorphose basischer Gesteine (Basalte, Gabbros bzw. Amphibolite). Unter granulitfaziellen Bedingungen wird Plagioklas instabil und wandelt sich an den Korngrenzen zu Pyroxen zu Granat um, der in Gestalt kleiner Granoblasten heranwächst. Pyroxen kann durch „Entwässerung“ von Amphibol entstehen, wobei unter granulitfaziellen Bedingungen neben Klinopyroxen meist auch Orthopyroxen gebildet wird. Die Metamorphose erfolgte bei etwa 700-800°C und einem Druck von 8-12 Kbar, was einer krustalen Tiefe von 30-45 km entspricht. Die kontinentale Kruste muss zum Zeitpunkt der Metamorphose also sehr dick und die Ausgangsgesteine entsprechend tief versenkt gewesen sein. Der anschließende Aufstieg erfolgte offenbar recht schnell, da die mafischen Granulite im Allgemeinen nur eine geringe retrograde Überprägung aufweisen (MÖLLER et al 1996).
Granat-Coronit
Seltener als die feinkörnigen mafischen Granulite sind mafische Granulite mit coronitischem Gefüge (kurz: Granatcoronit). Der mittelkörnige Gesteinstyp zeichnet sich durch schmale und feinkörnige Säume (Coronen) aus kleinen roten Granat-Körnern an den Grenzflächen zwischen Plagioklas und Pyroxen aus. Die Säume können vollständig oder nur partiell entwickelt sein. Zusätzlich werden größere grünlichgraue Pyroxene von dunklen Coronen aus retrograd gebildetem Amphibol umgeben. Die Gesteine sind im allgemeinen recht dunkel und sehr schwer. Plagioklas kann auf der angewitterten Geschiebeoberfläche eine gelbliche Farbe annehmen. Es finden sich auch plagioklasarme Varianten sowie Granatcoronite mit einem doleritischen Gefüge. Das Gestein kann Magnetit enthalten.
Granatcoronite sind in SW-Schweden nur lokal verbreitet und anstehend aus dem Gebiet zwischen Gislaved und Ulricehamn sowie einem kleineren Areal westlich von Kristianstad bekannt (s. Abb. 5 im Exkursionsbericht SW-Schweden). Mafische Granulite mit coronitischem Gefüge wurden allerdings auch mehrfach südlich von Varberg als Strandgeröll gefunden (Apelviken) und könnten aus einem unmittelbar nordwestlich gelegenen Metabasit-Vorkommen (Balgö) stammen (Abb. 10, 11).
Die folgende Anstehendprobe stammt aus einem Straßenaufschluss in der Nähe von Gislaved (SW-Schweden) und ist ein Übergang zwischen feinkörnigem mafischem Granulit und Granatcoronit. In der Vergrößerung erkennt man sehr kleine rote Granatkörner an der Grenzfläche zwischen hellem Plagioklas und dunklen Pyroxen-Kristallen. Von diesem Aufschluss wird auch eine grobkörnige Variante beschrieben, allerdings konnte diese bei einem Besuch vor Ort nicht lokalisiert werden (Abb. in VINX 1996).
Abb. 7: Mafischer Granulit mit coronitischem Gefüge; polierte Schnittfläche, Aufnahme unter Wasser. Probe aus einem Straßenaufschluss an der R40 (Parkplatz) bei Gislaved; 50.30020, 13.51909).Abb. 8: Nahaufnahme. Coronitisches Gefüge: bis 2 mm große dunkle Pyroxen-Körner sind von einem feinkörnigen Saum aus rotem Granat umgeben.Abb. 9: An der Lokalität Gislaved fanden sich in unmittelbarer Nähe zu mafischen Granuliten auch augenscheinlich nur wenig metamorph überprägte Metabasite. Im Bild ein doleritähnliches Gestein mit hellrotem Plagioklas, Granat fehlt. Aufnahme unter Wasser.Abb. 10: Granat-Coronit, Strandgeröll von Apelviken bei Varberg.Abb. 11. Säume aus kleinen Granat-Körnern an der Grenze zwischen größeren, schwarzgrünen Pyroxen-Aggregaten und Plagioklas.Abb. 12: Granat-Coronit, Geschiebe von Schönhagen bei Kappeln (Schleswig-Holstein).Abb. 13: Nahaufnahme der trockenen Oberfläche; schwarzgrüner Pyroxen, umgeben von einem schwarzen Saum (Corona) aus Amphibol.Abb. 14: Gleicher Stein, Aufnahme unter Wasser.Abb. 15: In der Nahaufnahme erkennt man deutlich die retrograd gebildeten dunklen Amphibol-Säume um grünliche Pyroxene sowie unvollständige Säume von rotem Granat.
Möller C, Johansson L, Andersson J & Söderlund U 1996 Southwest-Swedish Granulite Region – Berichte der Deutschen Mineralogischen Gesellschaft, Beih. z. Eur. J. Mineral. Vol. 8, 1996, No.2.
Smed P & Ehlers J 2002 Steine aus dem Norden – Bornträger-Verlag Stuttgart, 1. Auflage 1994, 2. Auflage.
Vinx R 1996 Granatcoronit (mafischer Granulit): ein neues Leitgeschiebe SW-schwedischer Herkunft – Archiv für Geschiebekunde, Hamburg 1996, Band 2, S. 3-20.
Abb. 1: Flammenpegmatit (links) und Schonen-Granulit (rechts), Geschiebe aus der Kiesgrube Niederlehme bei Berlin. Charakteristische Merkmale sind neben den leuchtenden Farben der Feldspäte die grauen Plattenquarze und das Fehlen dunkler Minerale.
Schonengranulit und Flammenpegmatit sind typische Gesteine des südwestschwedischen Granulitgebiets (SGR). Sie entstanden durch trockene Hochdruck-Hochtemperatur-Metamorphose (Granulitfazies) während der svekonorwegischen Gebirgsbildung vor etwa 1 Milliarde Jahren. Anhand spezifischer textureller Merkmale sind sie als Geschiebe leicht erkennbar und als Leitgeschiebe für das westliche Schonen verwendbar. Sowohl der feingneisige Schonengranulit, als auch der grobkörnige „Flammenpegmatit“ enthalten plattige bis linsenförmig entwickelte Quarze als charakteristisches Merkmal von Granuliten aus quarzreichen („sauren“) Ausgangsgesteinen. Die Gesteine zeichnen sich mitunter durch bunte Feldspäte aus (rot, gelb, orange). Dunkle Minerale fehlen weitgehend, weil sie während der granulitfaziellen Metamorphose nicht stabil waren. Anstehende Granulitgneise, Schonengranulit und Flammenpegmatite zeigt der Exkursionsbericht SW-Schweden, Teil 3-1 und 3-2.
Der Schonen-Granulit ist ein fein- bis mittelkörniger Gneis und besteht fast vollständig aus Alkalifeldspat und Quarz. Alkalifeldspat besitzt eine blassrote bis leuchtend orangerote, manchmal auch unscheinbar bräunlichrote Farbe. Entscheidend ist das Vorhandensein von hell- bis dunkelgrauen Plattenquarzen, die im Querschnitt sehr flach, im Längsschnitt breiter und linsenförmig ausgebildet sind. Im Vergleich zum Feldspat scheinen die Plattenquarze oftmals weniger granuliert. Zusätzlich können kleine Mengen eines zweiten Feldspats (Plagioklas) enthalten sein (weiß bis rosa, seltener leuchtend gelb oder grünlich). Dunkle Minerale (Glimmer, Amphibol) fehlen weitgehend. Sie wurden während der granulitfaziellen Metamorphose instabil, können aber als retrograde Bildung in geringer Menge auftreten. Eine Verwechslungsmöglichkeit des Schonen-Granulits besteht u. U. mit Myloniten, die ebenfalls plattige Quarzaggregate enthalten können, in der Regel aber auch dunkle Minerale (Abb. 19, 20). Beschreibung in VINX 1998; „Granulitgneis von Schonen“ in SMED & EHLERS 2002.
Abb. 2: Schonengranulit; blassroter, granulierter Alkalifeldspat und grauer Plattenquarz in welligen Aggregaten bis 1 cm. Strandgeröll von Träslövsläge, SW-Schweden.Abb. 3: Feinkörniger Schonengranulit mit dunkelgrauen Plattenquarzen; Geschiebe von Stohl bei Kiel.Abb. 4: Hellroter bis orangeroter Schonengranulit; Geschiebe vom Weissenhäuser Strand in Holstein, Aufnahme unter Wasser.Abb. 5: Feingneisiger Schonengranulit; Strande bei Kiel.Abb. 6: SW-schwedischer Granulitgneis mit grauen Platttenquarzen, rotem Alkalifeldspat und grünem bis gelblichem Plagioklas. Geschiebe aus der Kiesgrube Kröte/Waddeweitz (Wendland, Niedersachsen).
Lebhafte Farben und ein charakteristisches Gefüge verleihen dem Flammenpegmatit („deformierter, bunter Pegmatit“ in VINX 1998) ein auffälliges Erscheinungsbild. Der grobkörnige Gneis besteht aus blassrotem bis leuchtend rotem Alkalifeldspat, gelbem (seltener blassgrünem, s. Abb. 9) Plagioklas und grauem Quarz. Die Mengenanteile der Minerale sind variabel. Analog zum Schonengranulit treten plattig bis linsenförmig ausgebildete graue Quarze auf. Die Plattenquarze können im Vergleich zu den Feldspäten nicht oder nur wenig granuliert erscheinen. Dunkle Minerale fehlen weitgehend.
Der Flammenpegmatit bildet meterbreite Gänge und Einschaltungen innerhalb der Granulitgneise im westlichen Teil der Südwestschwedischen Granulitregion, einem Gebiet entlang der schwedischen Westküste zwischen Falkenberg, Halmstad und Kullaberg. Die Pegmatite weisen ein Alter von etwa 1,4 Ga Jahren auf und wurden während der svekonorwegischen Gebirgsbildung vor 970 Ma einer granulitfaziellen Metamorphose unterworfen (siehe Exkursionsbericht). Zumindest teilweise dürfte es sich beim „Flammenpegmatit“ lediglich um pegmatitähnliche Bildungen handeln, wie sie durch Teilaufschmelzung von Gneisen entstehen, nicht um „echte“, magmatisch gebildete Pegmatite.
In SW-Schweden kommen auch undeformierte Pegmatite mit einem ganz ähnlichen Farbspiel vor, aber ohne Foliation und den typischen Plattenquarzen. Diese postkinematisch (= nach der Gebirgsbildung) gebildeten Gesteine sind nicht als Leitgeschiebe geeignet (VINX 1998). Beispiele für anstehenden Flammenpegmatit und undeformierte Pegmatite finden sich im Exkursionsbericht SW-Schweden, Teil 3-1 und 3-2.
Abb. 7: Flammenpegmatit aus rotem Alkalifeldspat, orangefarbenem Plagioklas und grauem Plattenquarz: Polierte Schnittfläche eines losen Steins von Glassvik/SW-Schweden.Abb. 8: Flammenpegmatit vom Anstehenden, angefeuchtete Schnittfläche. Alter Steinbruch bei Steninge/SW-Schweden.Abb. 9: Flammenpegmatit mit hellgrünem Plagioklas aus dem Steinbruch Bolgsbrottet bei Söndrum/SW-Schweden; Aufnahme unter Wasser.Abb. 10: Flammenpegmatit, Geschiebe von Johannistal (E. Figaj leg.); Breite des Steins 13 cm.Abb. 11: SW-schwedischer Gneis; Geschiebe von Strande bei Kiel.
Hellroter Alkalifeldspat, gelber Plagioklas und heller, teils plattig ausgebildeter Quarz lassen eine SW-schwedische Herkunft vermuten. Das Gestein enthält aber längliche Schlieren mit dunklen Mineralen und ist kein Schonengranulit.
Abb. 12: Gleicher Stein, Nahaufnahme.
Funde aus Brandenburg
Gesteinsmaterial aus SW-Schweden wurde mit norwegisch-südwestschwedischen Eisströmen in südliche bis südwestliche Richtungen transportiert. In glazialen Ablagerungen bilden SW-schwedische Gesteine eine Geschiebegemeinschaft mit Rhombenporphyren und weiteren Gesteinen aus dem Oslograben, wobei die die Häufigkeit von Geschiebefunden in östlicher Richtung abnimmt. In diesem Zusammenhang sind Funde aus Brandenburg und Sachsen, außerhalb ihres Hauptverbreitungsgebietes, erwähnenswert. Schonengranulit und Flammenpegmatit wurden hier in der Vergangenheit bisher offenbar nur wenig beachtet. Aus Brandenburg liegen bisher 10, aus NW-Sachsen ein einzelner Fund vor; weitere SW-schwedische Gesteine (mafische Granulite, Charnockite) konnten bisher nicht beobachtet werden. Auffällig sind eine Häufung von Funden im Bereich der Brandenburger Randlage der Weichsel-Vereisung sowie gelegentliche Funde in saalekaltzeitlichen Ablagerungen. Im nördlichen Brandenburg scheint der Gesteinstyp weitgehend zu fehlen.
Abb. 13: Schonengranulit mit recht hellen Plattenquarzen. Kiesgrube Niederlehme bei Berlin, Breite des Steins 67 mm.Abb. 14: Flammenpegmatit; hellroter Alkalifeldspat, gelber Plagioklas und graue Plattenquarze. Kiesgrube Hoppegarten bei Müncheberg, Aufnahme unter Wasser.Abb. 15: Schonengranulit; Kiesgrube Linthe (Fläming), Aufnahme unter Wasser.Abb. 16: Mittelkörniger Schonengranulit; kleines Geschiebe aus der Kiesgrube Horstfelde, südlich von Berlin; Aufnahme unter Wasser.Abb. 17: Schonengranulit aus der Kiesgrube Löbnitz, ESE von Bitterfeld (NW-Sachsen); Aufnahme unter Wasser.Abb. 18: Gleicher Stein, Nahaufnahme der angefeuchteten Oberfläche.
Die folgenden zwei Geschiebefunde weisen auf eine Verwechslungsmöglichkeit des Schonen-Granulits mit mylonitischen Gneisen hin. Diese können ebenfalls plattige Quarzaggregate enthalten, in der Regel sind aber auch dunkle Minerale erkennbar.
Abb. 19: Roter mylonitischer Gneis (Flasergneis) mit plattigen Quarzen und chloritisierten dunklen Mineralen (kein Schonengranulit). Im Vergleich zum Schonengranulit sind die Quarzaggregate länger und nicht wellig ausgebildet; dunkle Minerale bilden kleine Ansammlungen. Kiesgrube Niederlehme, Breite des Steins 9 cm.Abb. 20: Flasergneis, Breite 10 cm, Kiesgrube Götschendorf, Schorfheide, Brandenburg. Das Gestein besteht aus Quarz und Alkalifeldspat. Erst auf den zweiten Blick ist eine Augen/Flaser-Textur der Feldspäte erkennbar. Die Quarzaggregate sind zwar plattig, besitzen aber unregelmäßige Formen und ausgefranste Enden.
Literatur
Vinx R 1998 Neue kristalline SW-schwedische Leitgeschiebe: Granoblastischer mafischer Granulit, Halland-Retro-Eklogit und deformierter, bunter Pegmatit – Archiv für Geschiebekunde 2 (6), S. 363-378. Hamburg, Mai 1998.
Abb. 1: Migmatitischer rotgrauer Gneis („Järngneis“), Strandgeröll von Silvergrottan, (Kullaberg, SW-Schweden). Durch den hohen Magnetitgehalt haftet der Handmagnet am Gestein.
Magnetitführende Gneise treten an mehreren Lokalitäten innerhalb des nordischen Grundgebirges auf. Als Järngneis (schwedisch järn = Eisen) wurden einst SW-schwedische Quarz-Feldspat-Gneise bezeichnet, die einen bemerkenswert hohen und makroskopisch erkennbaren Anteil von Eisenerz enthalten (häufig Magnetit, selten Eisenglanz). Die Körner können im Ausnahmefall Erbsengröße erreichen (TÖRNEBOHM 1901: 7). Bereits HOLMQVIST 1906: 208 vermeidet die Bezeichnungen Järngneis sowie Järngneis-Formation für die in SW-Schweden weit verbreiteten Granulitgneise.
Im geschiebekundlichen Kontext kann die Bezeichnung Järngneis synonym mit den magnetitführenden SW-schwedischen Granulitgneisen verwendet werden (VINX 2016). Diese für die SW-schwedische Granulitregion (SGR) typischen Gesteine sind westlich der Protoginzone weit verbreitet. Ihre Ausgangsgesteine unterlagen während der svekonorwegischen Gebirgsbildung vor etwa 1 Ga teilweise einer Hochdruck-Hochtemperatur-Metamorphose und enthalten Magnetit als typisch granulitfazielle Mineralneubildung (VINX 2011, 2016: 174). Der Magnetitgehalt der Järngneise kann 1-3% betragen. In diesem Fall bleibt ein Handmagnet am Gestein haften (Abb. 1). Magnetitführende Quarz-Feldspat-Gneise aus anderen Regionen enthalten in der Regel bedeutend weniger Magnetit.
Järngneise sind fein- bis kleinkörnige und rötlich-graue bis graue, manchmal nur mäßig foliierte Bänder-, Ader- oder Augengneise. Sie bestehen im Wesentlichen aus Quarz und Feldspat. Neben Magnetit sind Amphibol und/oder Biotit als dunkle Minerale enthalten, unter der Lupe gelegentlich auch winzige rote Granat-Körner erkennbar. Aufgrund ihrer weiten Verbreitung und vielfältigen Erscheinungsformen eignen sich Järngneise zwar nicht als Leitgeschiebe, treten aber als häufiger Begleiter von SW-schwedischen Geschiebegemeinschaften auf. Sie lassen sich an den Stränden der westlichen Ostsee mühelos auffinden, wenn man auf blassrote bis orangegraue und feinkörnige Gneise mit schwach ausgeprägter Bänder- oder Flasertextur achtet und die Gesteine mit einem Handmagneten prüft.
Abb. 2: Magnetitführender Adergneis („Järngneis“), Anstehendprobe von Stensjöstrand (SW-Schweden).Abb. 3: Rotgrauer Adergneis (Järngneis); Strandgeröll von Ransvik, Kullaberg-Halbinsel (SW-Schweden).Abb. 4: Orangefarbene migmatitische Gneise (teilweise magnetitführende Järngneise); Brandungsgerölle von Haldenmaterial aus einem Steinbruch bei Söndrum (SW-Schweden). Bildbreite 30 cm.Abb. 5: Magnetitführender Järngneis mit pegmatitischer Partie. Breite 11 cm, Strandgeröll von Johannistal, leg. E. Figaj.Abb. 6: Rotes und auf der Bruchfläche richtungslos-körniges Quarz-Feldspat-Gestein mit großen Magnetit-Aggregaten von Trollhättän. Bild aus skan-kristallin.de.
„Gneise“ (eher Granofelse) mit großen Magnetit-Aggregaten sind aus der Umgebung von Trollhättan bekannt (Abb. 6), neben weiteren kleinen lokalen Vorkommen. Das Gefüge der blassroten oder hellgrauen und sehr feldspatreichen Gesteine ist manchmal zuckerkörnig, eine Foliation oder ein Gneisgefüge kann schwer erkennbar sein. Magnetit bildet kleine Körner oder kurze, flache Linsen, neben Biotit und Hornblende sowie Titanit, Epidot, Apatit und Granat als Akzessorien.
Literatur
HESEMANN J 1975 Kristalline Geschiebe der nordischen Vereisungen – GLA Nordrhein-Westfalen, S. 191-192.
HOLMQVIST P J 1906 Studien über die Granite von Schweden – Bulletin of the Geological Institutions of the University of Upsala 1906.
TÖRNEBOHM 1901 Upplysinigar Till Geologisk Översiktskarta öfver Sveriges Gerggrund – Upprättad och Uttgiven Sveriges Geologiska Undersökning 1901 – SGU Ser. Ba No.6: 7-8, Stockholm 1901.
VINX R 2016 Steine an deutschen Küsten; Finden und bestimmen – 279 S., 307 farb. Abb., 5 Grafiken, 25 Kästen, Wiebelsheim (Quelle & Meyer Verl.).
In der Umgebung von Ullared (Lok. 5 auf der Karte) finden sich die Gesteine mit den höchsten Metamorphosegraden innerhalb der SGR. Es handelt sich um mehrere, max. 1 km² große und linsenförmige Eklogit-Massive, die in stark verfaltete bis mylonitische Gneise eingebettet sind. Die Eklogite entstanden einst in großer Tiefe und wurden bei ihrem Aufstieg am Ende der svekonorwegischen Orogenese in ihrem Mineralbestand verändert. Solche durch sog. retrograde Metamorphose veränderte Eklogite bezeichnet man als Retroeklogite.
Abb. 1: Retro-Eklogit von Ullared, loser Stein mit hellgrüner Verwitterungsrinde und großen hellroten Granaten. Loser Stein in der Nähe vom Anstehenden.
Eklogite entstehen bevorzugt bei tiefer Versenkung und hochgradiger Metamorphose von basischen Gesteinen in Subduktionszonen. Seltener, wie im Falle des Eklogits von Ullared, erfolgt ihre Bildung im Zuge von Kontinent-Kontinent-Kollisionen in Bereichen mit einer verdickten Kruste. Eine solche Kollision fand vor etwa 950 Ma während der Svekonorwegischen Orogenese statt. Als maximale Bildungsbedingungen wurden 17 kbar und 700°C ermittelt, was einer Versenkungstiefe von >50 km entspricht (DYCK 2011). Der nachfolgende schnelle Aufstieg des Eklogits ist wahrscheinlich auf spätorogenen gravitationalen Kollaps des Orogens und ein tektonisches Dehnungsregime zurückzuführen. Dabei wurde der primäre Mineralbestand aus Omphacit und Granat (in Al-reichen Phasen auch Kyanit) durch retrograde Metamorphose verändert. Typisch retrograde Mineralreaktionen in Eklogiten sind die Umwandlung von Omphacit in Plagioklas und Pyroxen sowie von Granat und (in geringer Menge enthaltenem) Quarz zu Klinopyroxen (Diopsid) und Plagioklas. Im Retroeklogit von Ullared ist daher reichlich Plagioklas enthalten, während reine Eklogite plagioklasfrei sind. Pyroxen kann bei fortschreitender retrograder Metamorphose weiter in Amphibol umgewandelt werden.
Abb. 2: Kleiner Eklogit-Steinbruch im Wald, nördlich von Ullared.Abb. 3: Anstehender Retroeklogit mit großen, runden Granat-Aggregaten, Bildbreite 35 cm.
Innerhalb des Eklogitkörpers sind Lagenstrukturen erkennbar (Partien mit größeren und kleinen Granaten), die wahrscheinlich als Relikte eine magmatische Schichtung (magmatic layering) der basischen Ausgangsgesteine abbilden. Die runden Granatkörner sind von schwarzgrünen und feinkörnigen Coronen umgeben (retrograd gebildete Amphibol-Klinopyroxen-Plagioklas-Symplektite).
Abb. 4: Angewitterte Probe eines Retroekogits; roter Granat tritt reliefartig hervor; gelblich verwitternder Plagioklas und farbloser Quarz sind hier leicht unterscheidbar.Abb. 5: Frische Bruchfläche einer weiteren Probe; hellroter Granat (Pyrop), farbloser Quarz und Plagioklas sowie blaue Minerale (Kyanit und/oder retrograd gebildete Symplektite, z. B. mit Sapphirin).Abb. 6: Polierte Schnittfläche eines grobkörnigen Retroeklogits von Ullared. Hauptbestandteile des Gesteins sind roter Granat, ein grünes Mineral – teils Klinopyroxen, teils pyroxenhaltige Symplektite – und blaue Mineralkörner.Abb. 7: Gleicher Stein, Nahaufnahme. In der Bildmitte ist ein größeres bläuliches Mineralaggregat erkennbar.
Bedingt durch die komplexen Mineralreaktionen während der retrograden Metamorphose zeichnen sich Retroeklogite durch vielfältige Mineralparagenesen aus. Im Retroeklogit von Ullared fällt zunächst der hohe Gehalt an hellrotem und Fe-armen Granat (Pyrop) auf. Die großen Granate sind von grünschwarzen Coronen umgeben. Hierbei handelt es sich um fein verfilzte Verwachsungen von retrograd gebildeten Mineralen, die als Symplektite bezeichnet werden. Häufig handelt es sich dabei um Verwachsungen von Plagioklas und Pyroxen, optional auch Amphibol. Bei den weißen und milchig getrübten Bereichen dürfte es sich ebenfalls um Symplektite handeln. Auf der Bruchfläche (Abb. 5) sind auch einzelne grüne Körner von Klinopyroxen (Diopsid) erkennbar, weiterhin farbloser bis weißer Quarz (auch einzelne, 5-10 mm große Aggregate) und Plagioklas (polsynthetische Verzwilligung nur schwer erkennbar). Bei den blauen Mineralkörnern dürfte es sich um Kyanit handeln. Trübungen innerhalb der Körner sprechen für eine teilweise retrograde Umwandlung (in Sapphirin?) und dürften ebenfalls symplektitische Verwachsungen sein.
Der Mineralbestand der retrograd entstandenen Symplektite ist nur mikroskopisch wahrnehmbar. Nach DYCK 2011 finden sich symplektische und coronitische Strukturen häufig um Granat. Diese grünen bis schwarzgrünen und massigen Bereiche bestehen aus Verwachsungen von Klinopyroxen, Amphibol und Plagioklas oder auch Biotit und Plagioklas. Blauer Kyanit entsteht in Eklogiten mit Al-reichen Mineralphasen. Im Zuge der retrograden Druckentlastung kann es an der Grenzfläche von Kyanit und Omphacit zur Bildung von hellblauen und trüben Symplektiten aus Sapphirin und Plagioklas kommen (s. a. MÖLLER 1999). Eine weitere retrograde Bildung im Retroeklogit von Ullared ist Skapolith (hellgrüne Lichter, durchscheinend bis opak), einem typischen Mineral der retrograden Amphibolitfazies in Eklogiten. Weitere und eigenständig auftretende Minerale im Retroeklogit von Ullared sind einzelne größere Aggregate von Amphibol und Biotit sowie Akzessorien von Rutil und opaken Mineralen (Ilmenit?).
Die nächste Probe ist ein mittelkörniger und relativ dunkler Retroeklogit mit einer Lagentextur, die vermutlich ein magmatic layering des Ausgangsgesteins abbildet (Ansicht um 90 Grad gedreht). Eine dunkle Partie (links) geht in eine hellere über (Mitte), unter Vergröberung des Mineralkorns (rechte Seite). Blaue Mineralkörner sind in dieser Probe reichlicher enthalten.
Abb. 8: Polierte Schnittfläche eines mittelkörnigen Eklogits.Abb. 9: Nahaufnahme der dunklen Partie: rote Granatkörner und blauer Kyanit (teils trüb und symplektitisch) sowie feinkörnige Bereiche mit grünen Mineralen. Die dunkle Farbe dürfte auf einen höheren Gehalt an Amphibol zurückzuführen sein.Abb. 10: Nahaufnahme der hellen Partie.Abb. 11: Makroaufnahme einiger blauer Mineralkörner mit einem milchig-trüben Kern aus Symplektiten. Bild: T. Langmann.Abb. 12: Erstaunlich ist, dass die milchig-trüben und mutmaßlich symplektitischen Bereiche im Kern der transparenten Mineralkörner liegen und nicht an ihren Rändern, wo man eine retrograde Umwandlung im Kontakt mit anderen Mineralen erwarten würde. Bild: T. Langmann.Abb. 13: Weitere Makroaufnahme eines Blauen Mineralkorns mit milchig-trübem Kern und transparentem Rand. Bild: T. Langmann.
In der näheren Umgebung vom kleinen Steinbruch mit dem Retroeklogit stehen neben Graugneisen helle und granatreiche Gneise mit wenig dunklen Mineralen an, in Nachbarschaft zu dunklen Metabasiten, die augenscheinlich deutlich niedrigeren Metamorphosegraden unterlagen (Amphibolitfazies).
Abb. 14: Granatreicher Gneis bei Ullared.Abb. 15: Metabasit aus weißem Plagioklas (teilweise epidotisiert) und schwarzem Amphibol; kein Granat.Abb. 16: Im Wald befindet sich auch eine Halde aus derbem Quarzgestein (wahrscheinlich Gangquarz). Es dürfte sich um Relikte eines bergmännischen Schurfes handeln. Was hier einst abgebaut wurde, ist unklar.
Literatur
Hegardt E A et al 2005 Eclogites in the central part of the Sveconorwegian Eastern Segment of the Baltic Shield: Support for an extensive eclogite terrane – GFF 127, 3 S. 221-232.
Dyck B 2011 A key fold structure within a Sveconorwegian eclogite-bearing deformation zone in Halland, south-western Sweden: geometry and tectonic implications – M.Sc. Thesis in geology at Lund University, Nr. 279, 42 pp. 45 hskp/ECTS.
Langendoen J & van Roermund HLM 2007 An investigation into the genesis of an erratic (retro) eclogite block from Haren, Groningen, the Netherlands – Netherlands Journal of Geoscience 86-2, S. 145-157.
Möller C, Andersson J, Dyck B & Lundin I A 2015 Exhumation of an eclogite terrane as a hot migmatitic nappe, Sveconorwegian orogen – Lithos Volume 226, 1 June 2015, Pages 147–168.
Möller C et al, 1997 A Sveconorwegian deformation zone (system?) within the Eastern Segment,Sveconorwegian orogen of SW Sweden – a first report – GFF, Vol. 119, S. 73-78.
Möller C 1998 Decompressed eclogites in the Sveconorwegian (Grenvillian) orogen of SW Sweden: petrology and tectonic implications – Journal of metamorphic Geology, 16: S. 641-656.
Möller C 1999 Sapphirine in SW Sweden: a record of Sveconorwegian (Grenvillian) late-orogenic tectonic exhumation – Journal of metamorphic Geology, 17, S.127-141.
Vinx R 1998 Neue kristalline SW-schwedische Leitgeschiebe: Granoblastischer mafischer Granulit, Halland-Retro-Eklogit und deformierter, bunter Pegmatit – Archiv für Geschiebekunde (2) 6, S. 363-378. Hamburg Mai 1998. Vinx R 2016 Steine an deutschen Küsten; Finden und bestimmen – 279 S., 307 farb. Abb., 5 Grafiken, 25 Kästen, Wiebelsheim (Quelle & Meyer Verl.).
Abb. 1: Alter Charnockit-Steinbruch zwischen Varberg und Apelviken.
Charnockite sind ein seltener und exotischer Gesteinstyp mit einer eigenen Klassifikation (QAPF-Diagramm). Sie bestehen zwar im Wesentlichen aus Quarz und Feldspat, führen als Besonderheit aber Orthopyroxen als dunkles Mineral. Die Anwesenheit von Orthopyroxen ist auf die besonderen Bildungsbedingungen der Gesteine zurückzuführen. Dabei wird seit langem diskutiert, ob Charnockite plutonischen oder metamorphen Ursprungs sind (HARLOV et al 2013). Feldstudien und eingehende petrographische Untersuchungen ergaben, dass zunächst beide Möglichkeiten in Betracht zu ziehen sind und eine Entscheidung vom Einzelfall abhängt.
Charnockite treten an mehreren Lokalitäten in SW-Schweden auf, ihre Verbreitung beschränkt sich auf das Gebiet der SGR (Abb. 2). Das größte Charnockit-Vorkommen Europas liegt in der Umgebung der Stadt Varberg, weitere kleine Massive sind von Björnamossa und Laholm bekannt. Darüber hinaus treten „charnockitisierte“ Bereiche innerhalb der SW-schwedischen Grundgebirgsgneise auf, die durch trockene Hochtemperatur-Metamorphose entstanden. Im Gelände kann man solche Areale an einer Grünfärbung der Gesteine erkennen (s. Exkursionsbericht Söndrum).
Auf eine plutonische Entstehung des Varberg-Charnockits weisen geochemische Daten hin (HARLOV et al 2013). Die Bildung des Charnockit-Magmas erfolgte in der Unterkruste durch fraktionierte Kristallisation aus fluidreichen basaltischen Schmelzen bei 750-850°C und einem Druck von 800-850 MPa. Diese wasserarmen, aber CO2-reichen Schmelzen begünstigten die Entstehung von Ortho- und Klinopyroxen. Zum Aufstieg des Varberg-Charnockit kam es vor 1399 ± 6 Ma, nach Beendigung einer als „Halland-Event“ bezeichneten Gebirgsbildung. Wahrscheinlich aus der gleichen Magmaquelle gingen auch die postorogenen Granite hervor (Torpa-/Tjärnesjö-Granit, 1380 ± 12 Ma). ). Im nördlichen Teil des Charnockit-Massivs von Varberg umschließt der Torpa-Granit einen Teil des Charnockits und weist auf eine enge Assoziation von Charnockiten und Graniten hin. Charnockite und Granite wurden während der svekonorwegischen Orogenese vor etwa 1 Ga teilweise deformiert.
Abb. 2: Karte: Lage der Charnockit-Vorkommen in SW-Schweden.Abb. 3: Ausdehnung des Varberg-Charnockits (dunkelgrau) und der anorogenen Granit-Massive (Torpa und Tjärnesjö-Granit, hellgrau). Im Norden des Varberg-Massivs umschließt der Torpa-Granit einen Teil des Charnockits. Grafik nach HARLOV et al 2012.
Nördlich von Apelviken bei Varberg können verschiedene Varianten von Charnockiten in aufgelassenen Steinbrüchen studiert werden. Neben den üblicherweise feinkörnigen und grünen, mehr oder minder stark foliierten Gneisen mit oder ohne Feldspat-Megakristallen treten untergeordnet auch grobkristalline und porphyrische Charnockite auf. Etwas weiter nordwestlich, in den Steinbrüchen von Hästhagaberget ist ebenfalls eine Vielfalt an Gefügen zu beobachten, siehe der Reisebericht auf strand-und-steine.de.
Abb. 4: Varberg-Charnockit, anstehender Felsen und Haldenmaterial in einem ehemaligen Steinbruch bei Apelviken.Abb. 5: Anstehender Charnockit am Strand von Apelviken. Im frischen Zustand ist das Gestein grün gefärbt, bei Verwitterung nimmt es eine gelblichgraue Farbe an. Bildbreite etwa 40 cm.Abb. 6: Varberg-Charnockit mit frischer Bruchfläche aus dem Steinbruch Apelviken.
Der feinkörnige Gneis besteht im Wesentlichen aus grünem Feldspat und etwas weniger Quarz. Die Mineralkörner bilden eine granulierte Masse und besitzen unklare Korngrenzen. Quarz tritt auch in einzelnen größeren und hell- bis dunkelgrauen Körnern (bis 3 mm) auf. Flecken und Streifen mit Ansammlungen dunkler Minerale weisen eine Paralleltextur entlang der Foliationsrichtung auf.
Abb. 7: Gleicher Stein, Nahaufnahme.
Mit einfachen Mitteln lässt sich der Mineralbestand nicht näher bestimmen. Die zuckerkörnig granulierte Grundmasse erschwert die Unterscheidung von Plagioklas und Alkalifeldspat, beide besitzen die gleiche grüne Farbe. Lediglich ein einzelner größerer Feldspat zeigt polysynthetische Verzwilligung (Plagioklas). Auch die feinkörnigen dunklen Minerale sind kaum identifizierbar. In Frage kommen Klinopyroxen und Orthopyroxen als charakteristische Bestandteile von Charnockiten sowie Amphibol und Biotit. Hin und wieder weist ein lebhafter Glasglanz einzelner Körner auf Amphibol hin. Granat ist in dieser Probe nicht erkennbar, in den folgenden Handstücken aber in winzigen roten Körnern enthalten. Das Gestein reagiert auf einen Handmagneten, auch alle folgenden Charnockit-Proben sind deutlich magnetisch.
Häufig treten einzelne größere und leicht gerundete Feldspat-Megakristalle auf (Abb. 8, 11-13). Diese bilden Karlsbader Zwillinge, weisen aber keine perthitische Entmischung auf. Manchmal erscheinen die großen Feldspäte wie rotiert und werden von gebogenen Streifen aus dunklen Mineralen umflossen.
Abb. 8: Charnockit mit Feldspat-Megakristallen.Abb. 9: Nahaufnahme unter Wasser. In der Vergrößerung sind winzige rote bis rötlichbraune Granat-Körner erkennbar.
Nach mikroskopischen Untersuchungen (HARLOV et al 2013) besteht der Varberg-Charnockit aus Kalifeldspat, Plagioklas, Quarz, Orthopyroxen (Enstatit), Klinopyroxen (Diopsid), Granat, Biotit und Magnetit. Amphibol tritt zusammen mit Pyroxen in feinen Verwachsungen, gelegentlich auch in isolierten Körnern auf. Der Haupttyp des Varberg-Charnockits (an der Festung Varberg) besitzt eine monzonitische Zusammensetzung, weiter südlich (Apelviken) überwiegen Quarzmonzonite. Entsprechend der Klassifikation charnockitischer Gesteine handelt es sich damit um Mangerite bzw. Quarz-Mangerite. Bekannt sind auch gangförmige Einschaltungen von Pegmatitkörpern mit Klinopyroxen-Megakristallen bis 1 cm, umgeben von einem Saum aus kleineren Orthopyroxen-Körnern. Ein höherer Granat-Anteil kann einen rotbraunen Farbstich des Gesteins bewirken. In den Proben von Apelviken ist Granat nur in kleiner Menge anzutreffen (Abb. 7).
Abb. 10: Varberg-Charnockit von Varberg, Nahaufnahme einer polierten Schnittfläche. Sammlung Bennhold, Museum Fürstenwalde.
4.1. Charnockite als Geschiebe
Charnockite sind typische Gesteine der Südwestschwedischen Granulitregion und unter Vorbehalt als Leitgeschiebe geeignet. Zum einen ist die eindeutige Bestimmung von Charnockiten an den Nachweis von Orthopyroxen gebunden, der mikroskopische Untersuchungen erforderlich macht, zum anderen ist nicht jeder grüne Gneis ein Charnockit. Vielmehr wird man bei der Bestimmung von Geschieben auf grüne und feinkörnige Quarz-Feldspat-Gneise achten, die kleine (mitunter nur schwer erkennbare) Körner aus rotem Granat sowie Magnetit enthalten. Charakteristisch und bisher nur aus Varberg bekannt sind Charnockite mit einzelnen größeren Feldspat-Megakristallen bis 3 cm.
Nur auf der Bruchfläche sind die Gesteine wirklich grün gefärbt. Bei Verwitterung nimmt das Gestein einen gelblichen bis bräunlichen Farbton an. Geschiebe-Charnockite dürften ganz ähnlich aussehen wie die abgerollten Brandungsgerölle vom Steinbruch in Apelviken (Abb. 9 und 10). SW-schwedische Charnockite finden sich regelmäßig in Schleswig und an der Ostküste von Jütland (VINX 2016: 187). Charnockite sind auch aus Südnorwegen bekannt („Arendalit“, s. skan-kristallin.de). Geschiebe von dort könnten nach N-Dänemark, aber wohl kaum nach Norddeutschland gelangt sein.
In der Geschiebeliteratur variieren die Beschreibungen des Varberg-Charnockits. HESEMANN 1975: 91-92 bezieht in seine Darstellung des „Varberg-Granits“ auch charnockitisierte Gneise ein. ZANDSTRA 1988: 355 schlägt in diesem Zusammenhang „Pyroxengneis“ als die treffendere Bezeichnung vor und nennt an erkennbarem Mineralbestand: farblosen bis sehr hellgrünen Diopsid und dunklen bis schwarzen Hypersthen mit einem kupferroten Metallglanz auf den Flächen, neben gewöhnlichem Amphibol; reichlich gelben Titanit (nach ASKLUND 1946). In den Proben aus Apelviken konnte ich weder unterschiedlich ausgebildete Pyroxene noch Titanit beobachten. Eine Abbildung eines Geschiebefunds in ZANDSTRA 1999 als Referenz für eine allgemeine Gesteinsbeschreibung ist hinsichtlich zahlreicher möglicher kleiner Charnockitvorkommen methodisch problematisch, zumal es sich nicht um den Varberg-Typ handelt. Auch SMED & EHLERS 2002 (Nr. 120) nennen als dunkle Minerale: dunkelbraunen Hypersthen mit gold- bis bronzescheinenden Spaltflächen; gelegentlich auch Diopsid in Gestalt länglicher grüner und seidenglänzender Kristalle. Die mir vorliegenden Anstehendproben aus Apelviken bestätigten auch diese Beobachtungen nicht.
Abb. 11: Varberg-Charnockit mit Feldspat-Megakristallen, Strandgeröll von Apelviken.Abb. 12: ein weiteres Strandgeröll vom Anstehenden in Apelviken.Abb. 13: Nahaufnahme der nassen Oberfläche: ein abgerundeter Kalifeldspat als Karlsbader Zwilling; kleine bräunlichrote Granate in der Grundmasse.
Erwähnenswert sind mehrere Funde von Granatcoroniten am Geröllstrand von Apelviken, die aus einem weiter nördlich gelegenen Metabasit-Vorkommen auf der Insel Balgö stammen könnten (Abbildung im Artikel mafischer Granulit/Granatcoronit).
4.2. Torpa- und Tjärnesjön-Granit
Torpa- und Tjärnesjön-Granit (Abb. 3) sind zwei größere anorogene Granit-Massive im nördlichen Halland, die vor etwa 1.380 Ma im Zuge der als „Halland-Event“ bezeichneten Gebirgsbildung entstanden. Sie wurden in ihren Randbereichen während der svekonorwegischen Orogenese stark deformiert. Der Torpa-Granit wird an seinem nördlichen Rand von der Mylonitzone tangiert.
Die grob- bis riesenkörnige Variante des Torpa-Granits besitzt ein auffälliges Gefüge und ist als Leitgeschiebe geeignet (VINX 2016). 2-3 cm, im Ausnahmefall bis 5 cm große und violettgraue Alkalifeldspat-Megakristalle weisen kräftige perthitische Entmischungen auf und sind von einem dünnen Saum aus orangefarbenem Feldspat umgeben. Die Grundmasse bilden schmutzig-weißer bis gelblicher Feldspat und recht wenig xenomorphe Aggregate aus grauem und transparentem Quarz. Dunkle Minerale (Biotit, Amphibol) treten untergeordnet und in cm-großen Ansammlungen auf, seltener ist auch etwas Granat zu beobachten. Anstehendproben siehe skan-kristallin.de.
Abb. 14: Torpa-Granit, Geschiebe von Weißenhaus (R. Vinx det., Slg. E. Figaj). Breite des Steins 19 cm.Abb. 15: Nahaufnahme eines violettgrauen Alkalifeldspat-Megakristalls mit perthitischer Entmischung.
Die nächste Anstehendprobe ist ein grobkörniger Augengranit vom See Tjärnesjön (Lok. 4.2 auf der Karte). Einige der braunen und perthitisch entmischten Alkalifeldspat-Megakristalle sind von einem orangeroten Plagioklas-Saum umgeben.
Abb. 16: Tjärnesjön-Granit aus einem Straßenaufschluss, 250 m SE von Bålabron (SW-Schweden).Abb. 17: Gleicher Stein, Aufnahme unter Wasser.Abb. 18: Gleicher Stein, Nahaufnahme.Abb. 19: Blick auf den See Tjärnesjön.Abb. 20: Torpa-/Tjärnesjön-Granit, Geschiebe vom Stohler Ufer bei Kiel; Aufnahme unter Wasser.
Literatur
HARLOV DE, VAN DEN KERKHOFf A & JOHANSSON L 2013 TheVarberg-Torpa Charnockite-Granite Association, SW Sweden: Mineralogy, Petrology, and Fluid Inclusion Chemistry – Journal of Petrology, Volume 54 (1), S. 3-40 – Oxford University Press 2013. doi:10.1093/petrology/egs060
VINX R 2016 Steine an deutschen Küsten; Finden und bestimmen – 279 S., 307 farb. Abb., 5 Grafiken, 25 Kästen, Wiebelsheim (Quelle & Meyer Verl.).
In Halland, im Gebiet zwischen Halmstad und Falkenberg (Karte), entwickelte sich ab dem Ende des 19. Jahrhunderts eine steinverarbeitende Industrie. Zahlreiche Steinbrüche zeugen vom regen Abbau der migmatitischen Gneise, die unter Handelsbezeichnungen wie „Halmstad“ oder „Hallandia“ überregionale Bekanntheit erlangten und auch heute noch ein beliebter Dekorstein sind. An der Küste bei Söndrum, im Ortsteil Stenhuggeriet bieten mehrere aufgelassene Steinbrüche einen Einblick in das Grundgebirge mit Gesteinen der Südwestschwedischen Granulitregion (Lok. 3.1 auf der Karte).
Abb. 1: Küstennah angelegte Steinbrüche erleichterten den Abtransport der Werksteine. Grötvik stenbrott, Aussichtsplattform Spritkullen, südlich von Söndrum.Abb. 2: Rotgrauer und magnetitführender migmatitischer Granulitgneis („Järngneis“). Bildbreite 30 cm.Abb. 3: Rot- bis orangegraue migmatische Gneise; Haldenmaterial der Steinbrüche als Brandungsgeröll. Bildbreite ca. 35 cm.Abb. 4: Brandungsgerölle; migmatitische Adergneise sowie orangerote und pegmatitähnliche Quarz-Feldspat-Gesteine (teilweise wohl Leukosome aus der Aufschmelzung der Adergneise).Abb. 5: Blick in den stillgelegten Steinbruch „Bolagsbrottet“.Abb. 6: Migmatitischer Gneis mit grobkörnigen Partien aus rotem Alkalifeldspat und blassgelbem Plagioklas sowie Ansammlungen von dunklen Mineralen (Biotit); Steinbruch Bolagsbrottet.Abb. 7: Deformierter bunter Pegmatit („Flammenpegmatit“) aus rotem Alkalifeldspat, grauem Quarz und grünlichem Plagioklas. Steinbruch Bolagsbrottet, Aufnahme unter Wasser.Abb. 8: Orangeroter Flammenpegmatit, Steinbruch Bolagsbrottet.Abb. 9: Fast vollständig aus dunklen Glimmermineralen bestehendes Gestein („Biotitit“), wahrscheinlich ein nicht aufgeschmolzenes Relikt (sog. Restit) migmatitischer Gneise.
Eine Besonderheit im Steinbruch Bolagsbrottet sind grüne und „charnockitisierte“ Partien innerhalb der rötlichen Grundgebirgsgneise. Die lokale Umwandlung der Gneise in Charnockite vollzog sich unter granulitfaziellen Bedingungen und dem Einfluss CO2-reicher, aber wasserarmer Fluide. Dabei kam es zur Bildung von Ortho- und Klinopyroxen, dem kennzeichnenden Mineralbestand von Charnockiten. Ansonsten bestehen die charnockitisierten Partien wie die benachbarten Gneise im Wesentlichen aus Quarz und Feldspat.
Abb. 10: Etwa 5 m breite grüne und charnockitisierte Partie, durchzogen von einem roten Pegmatit („Flammenpegmatit“).
Der charnockitisierte Bereich geht ohne klare Begrenzung in die roten Gneise über und wird von einem 1 m mächtigen roten Pegmatitgang durchzogen („Flammenpegmatit“). Klinopyroxen und Orthopyroxen treten, neben retrograd gebildetem Amphibol, ausschließlich innerhalb der grünen Partien sowie im Pegmatit auf. Der Pegmatit dürfte durch Aufschmelzung unter granulitfaziellen Bedingungen entstanden sein. Die Charnockitisierung wurde auf 1397 +/- 4 Ma datiert (HARLOV et al 2006; ANDERSSON et al 2008: 38-41).
Solche durch hochgradige Metamorphose charnockitisierte Gneise finden sich an mehreren Lokalitäten in SW-Schweden. Daneben gibt es auch Charnockit-Massive, die eindeutig magmatischen Ursprungs sind (s. Varberg-Charnockit). Der Gesteinstyp kann also auf verschiedene Weise entstehen. Kennzeichnend und für die Bestimmung dieser Quarz-Feldspat-Gesteine maßgeblich ist enthaltener Orthopyroxen, der jedoch, wie die anderen dunklen Minerale, meist feinkörnig ausgebildet und mit einfachen Mitteln nicht erkennbar ist. Im Gelände können jedoch eine Grünfärbung der Gesteine, das Vorhandensein von Granat und gegebenenfalls die Vergesellschaftung mit granulitfaziellen Pegmatiten („Flammenpegmatit“) als deutliche Indizien für charnockitisierte Partien angesehen werden.
Abb. 11: Deformierter bunter Pegmatit („Flammenpegmatit“) im Zentrum der charnockitisierten Gneispartie. Die plattig ausgebildeten Quarze verweisen auf granulitfazielle Bildungsbedingungen. Bildbreite etwa 35 cm.Abb. 12: Charnockitprobe aus dem Steinbruch Bolagsbrottet, Aufnahme unter Wasser.
Das Gestein besteht aus xenomorphen Körnern von grünem Feldspat und transparentem Quarz. Dunkle Minerale sind von Hand nicht bestimmbar und bilden unregelmäßige Ansammlungen und Schlieren ohne vorherrschende Foliationsrichtung.
Abb. 13: Nahaufnahme. Innerhalb der dunklen Minerale findet sich reichlich roter Granat.
Ein weiterer Aufschluss im Steinbruch Bolagsbrottet zeigt ein blassgrünes und rotes, teilweise pegmatitartiges Quarz-Feldspat-Gestein mit Megakristallen von Orthopyroxen als faziestypisches Mineral der Granulitfazies (MÖLLER et al 1996: 20). Orthopyroxen-Megakristalle treten auch an anderen Lokalitäten in SW-Schweden auf (s. Abschnitt Stensjöstrand).
Abb. 14: Pegmatit mit Orthopyroxen-Megakristallen. Bildbreite etwa 90 cm.Abb. 15: Nahaufnahme; schwarze Orthopyroxene bis 4 cm Länge.Abb. 16: Bruchfläche einer Probe aus dem gleichen Aufschluss.
Auch hier erweist sich die makroskopische Bestimmung von Orthopyroxen als problematisch. Ein lebhafter Glasglanz deutet eher auf Amphibol, während die eher schlechte Spaltbarkeit sowie rechtwinklige Spaltwinkel auf Pyroxen hinweisen. Möglicherweise liegt hier auch eine partielle retrograde Umwandlung von Orthopyroxen in Amphibol vor.
Abb. 17: Der Gesteinstyp findet sich wenige Meter entfernt am Geröllstrand wieder.Abb. 18: Nahaufnahme der trockenen Oberfläche mit länglichen Anschnitten der schwarzen Kristalle.
Literatur
ANDERSSON J, BINGEN B, CORNELL D, JOHANSSON L, SÖDERLUND U & MÖLLER C 2008 The Sveconorwegian orogen of southern Scandinavia: setting, petrology and geochronology of polymetamorphic high-grade terranes – 33 IGC excursion No 51, August 2 – 5, 2008.
HARLOV D E, JOHANSSON L, VAN DEN KERKHOF A & FÖRSTER H-J 2006 The role of advective fluid flow and diffusion during localized, solidstate dehydration: Söndrum Stenhuggeriet, Halmstad, SW Sweden – Journal of Petrology 47, 3–33.
MÖLLER C, JOHANSSON L, ANDERSSON J & SÖDERLUND U 1996 Southwest-Swedish Granulite Region – Exkursionsführer in: Berichte der Deutschen Mineralogischen Gesellschaft, Beih. z. Eur. J. Mineral. Vol. 8, 1996, No.2, S.1-42.
In Schonen durchzieht ein Gangschwarm aus basischen Gesteinen das proterozoische Grundgebirge sowie altpaläozoische Sedimentgesteine. Diese sog. Nordwest-Dolerite streichen in nordwestlicher Richtung und folgen der Bruchschollentektonik der Tornqvist-Zone. Innerhalb dieser Störungszone kam es zwischen Oberkarbon und Perm entlang von Rissen zum Aufstieg basischer Magmen. Gemäß ihrem Alter wird der Gangschwarm auch als permokarbonisch bzw. permosilesisch bezeichnet. Mehrheitlich handelt es sich um fein- bis mittelkörnige basaltische Gesteine (Mikrogabbros), untergeordnet treten Lamprophyre, Kullaite und „Syenitporphyre“ auf. Die höchste Dichte an Gängen ist im nordwestlichen Schonen zu finden. Im Osten werden die Vorkommen durch die Protoginzone begrenzt. Einzelne Gänge setzen sich bis ins südöstliche Schonen fort (OBST 1999, GEISLER 1996).
Abb. 1: Verbreitung permosilesischer Doleritgänge in Schonen. Karte aus skan-kristallin.de.
Die kleinkörnigen NW-Dolerite nehmen ein großes Gebiet ein und sind aufgrund ihrer Ähnlichkeit zu Doleriten aus anderen Gebieten als Geschiebe nicht erkennbar. Ein Beispiel aus NW-Schonen findet sich im 1. Teil des Exkursionsberichtes (Abb. 27-29); einen NW-Dolerit aus Ost-Schonen zeigt Abb. 12-13. Hingegen scheinen porphyrische NW-Dolerite mit ausgesprochen körniger Grundmasse und größeren Plagioklas-Einsprenglingen als Leitgeschiebe geeignet zu sein, weil sie nach bisheriger Kenntnis ausschließlich in Nordwest-Schonen vorkommen (Beschreibung in GEISSLER 1996; VINX 2016: 99). Eine solche Variante steht in der Nähe des kleinen Fischerorts Arild auf der Kullaberg-Halbinsel an (Lok. 2.4 auf der Karte).
Abb. 2: Küstenparallel, in NW-Richtung streichender Doleritgang, nordwestlich des Hafens von Arild, einige hundert Meter westlich vom Badplats.Abb. 3: NW-Dolerit von Arild, Bildbreite etwa 35 cm.
Das Gestein besitzt eine deutlich körnige Grundmasse aus 1-2 mm großen Mineralkörnern und verwittert grünlich-braun. Leistenförmige Plagioklas-Einsprenglinge (1-2 cm) sind regellos im Gestein verteilt.
Abb. 4: Doleritgerölle am Strand von Arild, Bildbreite ca. 20 cm.
Am Geröllstrand von Arild finden sich fast ausschließlich Dolerite. Es überwiegen solche mit körniger Grundmasse und leistenförmigen Plagioklas-Einsprenglingen, nur untergeordnet treten auch feinkörnige oder aphyrische Dolerite auf. Abb. 5-8 zeigt den als Leitgeschiebe geeigneten Typ mit körniger Grundmasse.
Abb. 5: NW-Dolerit mit körniger Grundmasse und leistenförmigen Plagioklas-Einsprenglingen, Strandgeröll von Arild.Abb. 6: Gleicher Stein, Aufnahme unter Wasser.Abb. 7: Gleicher Stein, Nahaufnahme der nassen Oberfläche. Intergranulares Gefüge der Grundmasse aus weißem Plagioklas, grünlichbraunem Pyroxen und schwarzem Amphibol (?).
Die als Leitgeschiebe geeignete porphyrische Variante des NW-Dolerits besitzt eine Grundmasse aus 1-2 mm großen Mineralkörnern, im Wesentlichen leistenförmiger Plagioklas (weiß) und rundliche Körner aus schwarzem Klinopyroxen bzw. grünlichen Umwandlungsprodukten. Magnetit ist mit einem Handmagneten nachweisbar. Hinzu kommen etwas Biotit, grünbrauner Amphibol, Erz sowie bis 2 mm große und braune bis grünbraune Pseudomorphosen nach Olivin (von Hand kaum bestimmbar). Im Unterschied zu vielen Doleriten ist das Gefüge der Grundmasse nicht ophitisch (die kleinen Plagioklase der Grundmasse bilden Einschlüsse innerhalb größerer Pyroxene), sondern intergranular (weitgehend separate Körner von Plagioklas und Pyroxen).
Das Gestein enthält zahlreiche transparente bis weiße und leistenförmige Plagioklas-Einsprenglinge von 1-2 cm Länge, die regellos im Gestein verteilt sind. Stellenweise bilden sie Anhäufungen, gelegentlich auch sternförmige Aggregate (glomerophyrisches Gefüge).
Geschiebefunde in Norddeutschland: Funde der beschriebenen Variante des NW-Dolerits sind bevorzugt in Gesellschaft mit SW-schwedischen Geschiebetypen zu erwarten, vor allem in weichselkaltzeitlichen Geschiebemergeln an der NW-schleswig-holsteinischen Ostseeküste. Im östlichen Schleswig-Holstein und in Mecklenburg wird der Geschiebetyp seltener (GEISSLER 1996). Unverzichtbare Erkennungsmerkmale des Gesteins sind eine ausgesprochen körnige Grundmasse aus rundlichen Mineralkörnern sowie leistenförmige Plagioklas-Einsprenglinge. Vergleichbare Dolerite, aber mit feinkörniger Grundmasse, kommen auch in anderen Gebieten vor, z. B. in Södermanland (s. Abb. 14).
Abb. 8: NW-Dolerit von Arild; innerhalb der größeren schwarzen Aggregate ist goldgelber Pyrit erkennbar.
Im Anstehenden zeigt der Dolerit von Arild eine feinkörnige „Randfazies“, wie sie nicht unüblich für porphyrische Ganggesteine ist (Abb. 9). Die basische Schmelze wurde bei ihrer Platznahme im Kontakt zum Gneis abgeschreckt, erkennbar an einer feinkörnigen Ausbildung der Matrix innerhalb der etwa 50 cm breiten Kontaktzone. Durch die Fließbewegung des Magmas kam es parallel zum Streichen des Ganges zu einer Einregelung der Plagioklas-Einsprenglinge. Ein weißes, im Wesentlichen aus Quarz bestehendes Salband an der Grenze von Gneis und Dolerit dürfte durch Ausscheidungen wässriger Fluide entstanden sein, die aus dem Nebengestein durch das heiße basische Magma mobilisiert wurden.
Abb. 9: Eine 5-10 cm breite weiße Trennspalte (Salband) aus Quarz bildet die Grenze von Dolerit und rotem Grundgebirgsgneis. Bildbreite etwa 90 cm.Abb. 10: „Randfazies“ mit feinkörniger Grundmasse und teilweise eingeregelten Plagioklasleisten.Abb. 11: Feinkörniger NW-Dolerit, aphyrische Variante; am Strand von Arild nur vereinzelt als Strandgeröll zu beobachten.
In Ost-Schonen treten die Gesteine des permosilesischen Gangschwarms nur noch vereinzelt auf (s. Abb. 1). Die nächste Anstehendprobe zeigt einen kleinkörnigen NW-Dolerit aus einem Gang, der an der Küste von Simrishamn einen unterkambrischen Sandstein durchschlägt („Hardeberga-Sandstein“).
Abb. 12: Anstehendprobe eines NW-Dolerits vom Strand bei Simrishamn in Ost-Schonen.Abb. 13: Nahaufnahme der nassen Bruchfläche. Das Gestein besteht aus weißen bis hellgrünen, stellenweise rötlich pigmentierten Plagioklas-Leisten und dunklen Mineralen (Pyroxen). Größere Einsprenglinge sind nicht vorhanden.
Dolerit-Geschiebe mit größeren leistenförmigen Plagioklas-Einsprenglingen, aber feinkörniger Grundmasse stammen nicht unbedingt aus dem Gangschwarm der NW-Dolerite. Vergleichbare Dolerite wurden mehrfach auch an einem Geröllstrand bei Skansholmen, südlich von Stockholm beobachtet. Ihr Heimatgebiet dürfte im Gangschwarm der sog. Dolerite in Södermanland liegen.
Abb. 14: Feinkörniger Dolerit mit leistenförmigen Plagioklas-Einsprenglingen; Strandgeröll von Skansholmen, südlich von Stockholm.Abb. 15: NW-Dolerit mit körniger Grundmasse und leistenförmigen Plagioklas-Einsprenglingen, Geschiebe am Strand von Schönhagen bei Kappeln (Schleswig-Holstein). Breite des Steins 28 cm.Abb. 16: Nahaufnahme; die Grundmasse ist kleinkörnig, wenn auch nicht ausgesprochen körnig wie in den Funden von Arild (Abb 5-8). Bildbreite ca. 10 cm.
Literatur
GEISLER T 1996 Die permokarbonischen Dolerite in Schonen, Südschweden: petrographische und petrochemische Charakterisierung und ihre Bedeutung als Leitgeschiebe. Archiv für Geschiebekunde 2.
OBST K 1999 Die permosilesischen Eruptivgänge innerhalb der Fennoskandischen Randzone (Schonen und Bornholm) – Untersuchungen zum Stoffbestand, zur Struktur und zur Genese. Greifswalder Geowissenschaftliche Beiträge 7/1999 S. 1-121
Das proterozoische Grundgebirge der SGR wird von einem jüngeren Gangschwarm aus basischen Gesteinen durchzogen. Hauptsächlich handelt es sich dabei um Dolerite (sog. Nordwest-Dolerite), vereinzelt treten auch exotische Ganggesteine auf, die Kullaite. Diese besitzen eine trachytische Zusammensetzung und entstehen in tieferen Krustenbereichen durch Magmenvermischung von basischen und sauren Schmelzen. Beim Aufstieg der Kullaitschmelze kann zusätzlich Nebengestein aufgenommen und assimiliert worden sein. Am Kullaberg, dem locus typicus, streichen mehrere Kullaitgänge aus, u. a. ein roter Kullait an der Lokalität Lahibiagrottan und eine braune Variante am Strand von Josephinelust (Lok. 2 auf der Karte).
Kullait von Lahibiagrottan
Etwa 200 m südlich vom Leuchtturm Kullens Fyr führt ein steiler Abstieg zur Lahibiagrottan. Diese Grotte entstand einst durch Brandung und Frosteinwirkung und liegt heute aufgrund der seit dem Ende der letzten Vereisung anhaltenden Landhebung mehrere Meter über dem Meeresspiegel. In der Nähe steht ein Kullait-Gang an.
Abb. 1: Lahibiagrottan. Anstehende Gesteine sind rotgraue Gneise (rechts) mit Einschaltungen eines roten Pegmatits (links).Abb. 2: Grobkörniger und undeformierter Pegmatit aus weißem Quarz und rotem Alkalifeldspat. Bildbreite an der Basis etwa 1 m.Abb. 3: Ein etwa 2 m breiter Kullait-Gang (rot) durchschlägt einen migmatitischen („plagioklasschlierigen“) Granatamphibolit. Der Altersunterschied beider Gesteine beträgt etwa 650 Millionen Jahre: der Granatamphibolit entstand während der svekonorwegischen Gebirgsbildung vor etwa 1 Ga, der Kullait besitzt ein Alter von rund 350 Millionen Jahren.Abb. 4: Eine schlierige, etwa 20 cm breite Übergangszone belegt eine Interaktion von aufsteigender heißer Kullaitschmelze mit dem Amphibolit.Abb. 5: Der Kullaitgang setzt sich weiter hinten in der Felswand fort, dazwischen wurde er durch Erosion ausgeräumt. In der Umgebung finden sich zahlreiche Kullaite als Brandungsgeröll.Abb. 6 Kullaitgeröll vom Anstehenden, trocken fotografiert.Abb. 7: Nahaufnahme der angefeuchteten Oberfläche.
Das Gestein ist feinkörnig und auf den ersten Blick recht unscheinbar. Es besitzt ein doleritähnliches Gefüge aus roten, miteinander verfilzten Feldspat-Leisten in regelloser Anordnung (Andesin, ein Na-Ca-Feldspat der Plagioklas-Gruppe, OBST 1999, 2001, vgl. a. TRÖGER 1935). Dunkle Minerale sind weitgehend chloritisiert und füllen die Zwischenräume, vereinzelt sind auch größere schwarze Körner erkennbar. Die Rotfärbung des Gesteins ist auf fein verteilten Hämatitstaub zurückzuführen. Einige größere und etwas hellere Feldspat-Einsprenglinge weisen an den Rändern Spuren von Resorption (magmatische Korrosion) auf.
Abb. 8: Ein weiteres Kullait-Geröll von Lahibiagrottan, Aufnahme unter Wasser.
Neben einem migmatitischen („plagioklasschlierigen“) Granatamphibolit als Wirtgestein für den roten Kullait (Abb. 3), steht am östlichen Abstieg zur Lokalität Lahibiagrottan ein weiterer Granatamphibolit an.
Abb. 9: Grobkörniger Granatamphibolit, Bildbreite etwa 80 cm.Abb. 10: Loser Stein vom Anstehenden. Das Gestein enthält viel Granat; einige der runden Granat-Porphyroblasten besitzen einen hellen Saum aus retrograd gebildetem Plagioklas.Abb. 11: Migmatischer Granatamphibolit, Strandgeröll von Lahibiagrottan.Abb. 12: Granatamphibolit mit großen Granat-Porphyroblasten ohne Plagioklas-Säume. Loser Stein an der Lokalität Lahibiagrottan. Bildbreite etwa 20 cm.
Kullait von Josefinelust
Abb. 13: Die Lokalität Josefinelust liegt etwa 2 km östlich von Kullens Fyr. Ein steiler Abstieg führt zum Strand.Abb. 14: Dort steht ein etwa 80 cm breiter Kullait-Gang an, scharf begrenzt von rotgrauen Gneisen des Grundgebirges.Abb. 15: Der Kullait-Gang verläuft parallel zur Küste, weist eine nordwestliche Streichrichtung auf und lässt sich auf einer Länge von etwa 300 m im Gelände verfolgen.Abb. 16: Bräunlichroter Kullait von Josefinelust, Anstehendprobe mit polierter Schnittfläche.Abb. 17: Gleicher Stein, Nahaufnahme.
Das feinkörnige Gestein besitzt ein doleritähnliches Gefüge aus leistenförmigem Feldspat und dunklen Mineralen. Wenige größere Feldspat-Einsprenglinge sind heller gefärbt als die Grundmasse und weisen Spuren magmatischer Korrosion auf.
Abb. 18: Kullait von Josefinelust als Strandgeröll, Aufnahme unter Wasser.Abb. 19: Nahaufnahme; am linken Bildrand ein mit weißem Calcit gefüllter Hohlraum innerhalb eines länglichen roten Xenoliths.
Mit Calcit gefüllte Hohlräume sind an rote und tropfenförmige Xenolithe gebunden, die einen ähnlichen Mineralbestand wie die Grundmasse aufweisen, aber gröber kristallisiert sind. Xenolithe und Calcit treten gelegentlich auch im roten Kullait von Lahibiagrottan auf.
Ebenfalls von Josefinelust stammt ein grünlich-brauner Kullait mit hellen Feldspat-Einsprenglingen. Es handelt sich um einen einzelnen Fund als Strandgeröll, anstehend konnte das Gestein nicht beobachtet werden.
Abb. 20: Grünlich-brauner Kullait, Strandgeröll von Josefinelust.Abb. 21: Die Gesteine am Geröllstrand von Josefinelust stammen ganz überwiegend aus der unmittelbaren Umgebung: rotgraue und magnetische Gneise (Järngneise), mafische Granulite und Amphibolite.
2.2. Kullaite als Geschiebe
Abb. 22: Drei Kullait-Varianten vom Kullaberg im Vergleich, Aufnahme unter Wasser.
Die Motivation, einen Kullait in Norddeutschland als Geschiebe zu finden, lässt sich wohl mit der Seltenheit und dem exotischen Charakter des Gesteinstyps erklären. Dabei ist zu berücksichtigen, dass es sich um feinkörnige und auf den ersten Blick eher unauffällige Gesteine handelt, die aufgrund der geringen Ausdehnung der Vorkommen nur sehr selten in Erscheinung treten. Allgemeine Kennzeichen sind das doleritähnliche (ophitische) Gefüge aus verfilzten Feldspat-Leisten und dunklen, meist stark alterierten Mineralen. Die Gesteine können rot, rotbraun bis braun, grau oder grünlichbraun gefärbt sein. Zusätzlich können wenige korrodierte Feldspat-Einsprenglinge, Enklaven mit Fremdgestein, helle runde oder tropfenförmige Bereiche mit etwas gröber kristallisierten Feldspat-Leisten sowie mit Calcit gefüllte Blasenhohlräume auftreten.
Die Analyse eines Kullaits von Kullagarden (Tröger 1935: Nr. 288) ergab folgende Zusammensetzung (Gew.%): 55 Plagioklas, 18 Chlorit +/- Epidot, 13 Orthoklas („Einsprenglinge“), 10 Erz, 4 Quarz, Apatit und Calcit.
Neben den Kullaiten vom Kullaberg (weitere Abbildungen auf skan-kristallin.de) und anderen Lokalitäten in SW-Schweden (Dalby, Torpa Klint) sind Kullait-Vorkommen auch aus der Fortsetzung des NE-streichenden Gangschwarms von Bornholm (Bjergebakke) sowie aus dem Oslograben (Grefenskollen) bekannt. Die Gesteine besitzen also eine weite Verbreitung und sind weder als Leitgeschiebe geeignet, noch lassen sich Kullait-Gerölle allein anhand äußerlicher Merkmale auf eine bestimmte Lokalität zurückführen (OBST 2001, Abbildungen auch auf kristallin.de).
2.3. Kullaberg: Ransvik
Am Strand von Ransvik (Lok. 2 auf der Karte) bildet ein ausgesprochen grobkörniger Granatamphibolit eine gangförmige Einschaltung in grauen migmatitischen Gneisen. Der Name der Lokalität („Diamantklipporna“) ist auf die Kristallflächen der Amphibole zurückzuführen, die bei Sonnenschein „wie Diamanten“ schillern (Naturschutzgebiet, kein Hammer!).
Abb. 23: Granatamphibolit am Strand von Ransvik.Abb. 24: Nahaufnahme des grobkörnigen Amphibolits.Abb. 25: Granatreiche Partie mit großen Granat-Porphyroblasten, teilweise umgeben von einem hellen Plagioklas-Saum. Bildbreite 26 cm.Abb. 26: Die intensive Bruchtektonik der Sorgenfrei-Tornqvist-Zone zeigt sich an den Gneisen von Ransvik als rhombisches Kluftmuster.Abb. 27: Tektonische Brekzie, Strandgeröll von Ransvik. Das aplitähnliche Gestein wird von Rissen durchzogen, die mit einer Masse aus Feldspat, Quarz und grünen Mineralen (Chlorit o. ä.) verfüllt sind.
Literatur
MÖLLER C, JOHANSSON L, ANDERSSON J & SÖDERLUND U 1996 Southwest-Swedish Granulite Region – Berichte der Deutschen Mineralogischen Gesellschaft, Beih. z. Eur. J. Mineral. Vol. 8, 1996, No.2.
OBST K 1999 Die permosilesischen Eruptivgänge innerhalb der Fennoskandischen Randzone (Schonen und Bornholm) – Untersuchungen zum Stoffbestand, zur Struktur und zur Genese. Greifswalder Geowissenschaftliche Beiträge 7/1999 S. 1-121
OBST K 2001 Kullaite und ihre Bedeutung als Leitgeschiebe – Geschiebekunde aktuell, Nr. 17, 75-84, Hamburg, Juli 2001.
TRÖGER WE 1935 Spezielle Petrographie der Eruptivgesteine – Ein Nomenklatur-Kompendium mit 1. Nachtrag Eruptivgesteinsnamen – Verlag der Deutschen Mineralogischen Gesellschaft, unveränderter Nachdruck 1969.
Dieser mehrteilige Exkursionsbericht führt an ausgewählte Lokalitäten in Südwest-Schweden. Zahlreiche Küstenaufschlüsse und aufgelassene Steinbrüche zwischen Kullaberg-Halbinsel und Varberg bieten hervorragende Einblicke in die Geologie eines metamorphen Grundgebirges, das vor rund 1 Milliarde Jahren im Zuge der Svekonorwegischen Gebirgsbildung entstand. Hier treten großflächig Gesteine zutage, die in keiner anderen Region des nordischen Grundgebirges vorkommen, z. B. saure und mafische Granulite. Auf mehreren Reisen konnte eine Reihe von typisch SW-schwedischen Gesteinstypen, darunter auch kristalline Leitgeschiebe, beprobt und in ihrem geologischen Kontextes studiert werden. Als Grundlage für die Planung diente der Exkursionsführer von MÖLLER et al 1996.
Abb. 1: Felsküste im äußersten Nordwesten der Kullaberg-Halbinsel. Das Grundgebirge besteht hier aus migmatitischen Gneisen mit eingeschalteten Amphibolit-Körpern und besitzt ein Alter von rund 1 Milliarde Jahren.Abb. 2: Karte der vorgestellten Lokalitäten.
Die Zahlen verweisen auf die entsprechenden Abschnitte des Exkursionsberichts. Die meisten Lokalitäten liegen an der Küste, weil dort die Gesteine besonders gut aufgeschlossen sind.
Abb. 3: Übersichtskarte der geologischen Gebietseinheiten in Norwegen, Schweden und Finnland (Grafik aus kristallin.de). Die Svekonorwegischen Gesteine sind durch eine rosa Signatur gekennzeichnet.
Die svekonorwegische Gesteinsprovinz entstand vor 1,14 – 0,9 Ga und nimmt ausgedehnte Gebiete in Norwegen und in West- und Südwest-Schweden ein (rosa Signatur in Abb. 3). Sie wird in fünf lithotektonische Einheiten unterteilt, die durch fortgesetzte Akkretionsprozesse entstanden und jeweils eine eigene geologische Geschichte besitzen. In Schweden unterscheidet man ein westliches Segment (wT) mit niedriger metamorphen Gesteinen von einem östlichen Segment (öT). Beide Einheiten sind durch eine breite Mylonitzone voneinander getrennt und erstrecken sich nach Osten bis an die Protoginzone. Diese lang gestreckte Störungszone bildet die Grenze zu den weniger deformierten Gesteinen des Transskandinavischen Magmatitgürtels (TIB).
Das Exkursionsgebiet beschränkt sich auf den südwestlichen Teil des östlichen Segment der Svekonorwegiden, einem Gebiet, das als Südwestschwedisches Granulitgebiet (SGR southwest-swedish granulite region) bezeichnet wird (Abb. 4). Innerhalb der SGR finden sich vorwiegend die hochmetamorphen, während der svekonorwegischen Orogenese unter Bedingungen der höheren Amphibolit- bis Granulitfazies gebildeten Gesteine.
Abb. 4: Geologische Übersichtskarte des Südwestschwedischen Granulitgebiets (SGR). Grafik aus kristallin.de.
Die geologische Geschichte der SGR beginnt weit vor der svekonorwegischen Orogenese. Ein Grundgebirge aus Granitoiden und mafischen Intrusionen, das mit 1.730-1.660 Ma ein ähnliches Alter besitzt wie der Transskandinavische Magmatitgürtel, wurde durch eine ältere, als „Halland-Event“ oder „Halland-Orogenese“ bezeichnete Phase der Gebirgsbildung vor 1.460 und 1.420 Ma einer ersten Migmatisierung unterworfen (SÖDERLUND et al 2008; MÖLLER et al 2007). Mit dieser Orogenese verbunden sind der lokale Aufstieg postorogener Granite (Torpa-/Tjärnesjö-Granit, 1.400-1.380 Ma) und die Bildung von Charnockiten (s. Varberg-Charnockit). Diese Gesteine wurden während der svekonorwegischen Orogenese teilweise deformiert.
Die Gesteine der SGR entstanden vor 1.035 Ma bis 930 Ma während (mindestens) einer Kontinent-Kontinent-Kollision, vermutlich der Vereinigung von Amazonia und Baltica im Zuge der Grenville-Orogenese und der Bildung des Großkontinents Columbia. Heute treten jene Krustenteile des Gebirges zu Tage, die im Falle der granulitfaziellen Gesteine in etwa 35 km, im Extremfall des Eklogits in bis zu 50 km Tiefe gebildet wurden. In ihre gegenwärtige Position gelangten sie durch gravitationalen Kollaps des Orogens und isostatischen Ausgleich der verdickten kontinentalen Kruste nach dem Ende der Gebirgsbildung sowie der Abtragung im Laufe von Jahrmillionen (BINGEN et al 2008).
Das Grundgebirge der SGR besteht überwiegend aus rötlichen und grauen Adergneisen bzw. Migmatiten von granitischer bis intermediärer Zusammensetzung. Teilweise enthalten diese Gesteine als granulitfazielle Neubildung Magnetit in bedeutender Menge und werden dann als „Järngneis“ (Eisengneis) bezeichnet. Eingeschaltete Gänge, Lagen und Linsen von Granatamphiboliten und mafischen Granuliten innerhalb der Gneise entstanden durch Metamorphose (wahrscheinlich mehrerer Generationen) von Intrusionen (und Extrusionen?) basischer Gesteine. Die Vorkommen mafischer Gesteine erreichen eine Ausdehnung von einigen km Länge und maximal 1 km Breite. Die Gesteine mit den höchsten Metamorphosegraden innerhalb der SGR sind kleine Vorkommen von Retro-Eklogiten im Gebiet von Ullared.
Das svekofennische Gebirge war bereits zu Beginn des Paläozoikums vollkommen eingeebnet. Durch einen weltweiten Anstieg des Meeresspiegels (Transgression) kam es auf diesem als Peneplain bezeichneten Gebirgsrumpf im Zeitraum zwischen Kambrium und Silur zur Ablagerung von Sedimenten. Durch Kollision von Baltica und Nordamerika entstand im späten Silur das Kaledonische Gebirge. Kaledonische Gesteine bedecken heute vor allem in Norwegen Teile des älteren Grundgebirges.
Im Permokarbon (vor etwa 300 Millionen Jahren) bildete sich an der Nahtstelle (Sutur) zwischen Baltischem Schild und Mitteleuropa eine etwa 100 km breite Deformationszone bzw. Schwächezone. Der SW-schwedische Teil ist die NW-SE verlaufende Sorgenfrei-Tornquist-Zone. Zur Zeit ihrer Hauptaktivität wurde das proterozoische Grundgebirge von tief reichenden Rissen und Klüften durchzogen. In der Folge stiegen Magmen auf. Ein Gangschwarm aus Tausenden NW-streichender Gänge (NW-Dolerite, untergeordnet auch Kullaite und Lamprophyre) durchschlägt teilweise auch jüngere Sedimentgesteine, die seit dem Unterkambrium auf dem Baltischen Schild abgelagert wurden.
Zusammenfassung der wichtigsten Daten zur geologischen Geschichte der SGR:
1,73-1,66 Ga: Entstehung der Ausgangsgesteine der SGR; ähnliches Gesteinsalter wie TIB.
1,46-1,42 Ga: „Halland-Event“, Gebirgsbildung und erste metamorphe Phase;
Ablagerung von Sedimentgesteinen auf dem Grundgebirgsrumpf seit dem Unterkambrium.
Permokarbon: Bruchtektonik der Sorgenfrei-Tornqvist-Zone; Aufstieg der NW-Dolerite (Kullaite, Lamprophyre).
1.1. SW-schwedische Leitgeschiebe
Einige Gesteinstypen der SGR eignen sich als Leitgeschiebe. Zu den häufigeren Geschieben gehören die granulitfaziellen Gesteine. Aus sauren Edukten gingen Schonen-Granulit („Granulitgneis von Schonen“ in SMED & EHLERS 2002) und „Flammenpegmatit“ (deformierter bunter Pegmatit in VINX 1998) hervor. Ihre Vorkommen beschränken sich auf Westschonen und Halland. Im gleichen Gebiet und einzelnen Arealen weiter östlich, in Richtung der Protoginzone, kommen auch die Granulite aus basischen Edukten vor: granoblastischer mafischer Granulit und Granatcoronit.
Mit Einschränkung sind migmatitische Granatamphibolite („plagioklasschlieriger Granatamphibolit“, VINX 1996, 1998, 2016) als SW-schwedisches Leitgeschiebe geeignet. Als mögliches Leitgeschiebe werden hier erstmalig Gesteine vorgestellt, die große Orthopyroxen-Kristalle (oder Relikte davon) führen und ebenfalls typische Gesteine der SGR sein dürften, weil die Bildung von Orthopyroxen an granulitfazielle Metamorphosebedingungen geknüpft ist (Granatamphibolite mit Orthopyroxen-Megakristallen sowie charnockitisierte Pegmatite mit Opx-Megakristallen).
Weniger häufig sind Varberg-Charnockit (Varberg-Granit in ZANDSTRA 1999 und HESEMANN 1975) und grobporphyrische Varianten des Torpa-Granits, ein rarer Fund ist der Halland-Retro-Eklogit. Eine grobkörnige und porphyrische Variante des NW-Dolerits eignet sich nach bisherigem Kenntnisstand als Leitgeschiebe und ist nur in NW-Schonen beheimatet.
Neben Gesteinstypen mit eng begrenztem Herkunftsgebiet lassen sich weitere Gesteine mit einiger Wahrscheinlichkeit einer SW-schwedischen Herkunft zuordnen. Aufgrund ihrer weiten Verbreitung sind sie nicht als Leitgeschiebe geeignet. In SW-schwedischen Geschiebegemeinschaften finden sich häufig magnetitführende Järngneise sowie Granatamphibolite (mit Plagioklassäumen um die Granate). Mit einem hohen Anteil an SW-schwedischen Gesteinen ist insbesondere westlich und nördlich der Lübecker Bucht zu rechnen.
Die seltenen und exotischen Kullaite bilden mehrere kleine, aber weit gestreute Vorkommen, nicht nur in SW-Schweden. In SW-schwedischen Geschiebegemeinschaften dürfte eine höhere Wahrscheinlichkeit für Funde bestehen, aufgrund der vergleichsweise großen Anzahl SW-schwedischer Kullait-Gänge.
Darüber hinaus existiert eine Reihe von lokalen, teilweise auch synonymen Bezeichnungen für SW-schwedische Gneise, die geschiebekundlich nur wenig aussagekräftig sind, z. B. Halland-Gneis, Halmstadgneis oder Halmstad-Migmatit. Es handelt sich um rötliche, teils migmatitische Adergneise, wie sie an der Küste von Halland seit langer Zeit als Werkstein gewonnen werden. Granulitgneis ist eine allgemeine Bezeichnung für Gneise, die einer granulitfaziellen Metamorphose unterlagen. Bei einem Teil von ihnen handelt es sich um Schonengranulit. Für gewöhnlich sieht man einem Gneis-Geschiebe die metamorphe Fazies nicht an. Stark magnetithaltige Gneise sind ein Hinweis auf eine SW-schwedische Herkunft und werden als Järngneis bezeichnet.
Innerhalb der Südwestschwedischen Granulitregion (SGR) sind mehrere Vorkommen von Charnockitgneisen bekannt. Diese grünen Gesteine bilden Einschaltungen innerhalb der Grundgebirgsgneise und sind metamorph entstanden, im Unterschied zum Varberg-Charnockit (magmatischer Ursprung).
Abb. 5: Vereinfachte Übersichtskarte der SW-schwedischen Leitgeschiebe.
Das schwarz schraffierte Gebiet in Abb. 5 markiert einen kleinen Teil der svekonorwegischen Gesteine in SW-Schweden, das Südwestschwedische Granulitgebiet (SGR, southwest-swedish granulite region). Es wird von großen Störungszonen begrenzt, im Norden von der Mylonitzone (gelb), im Osten von der Protoginzone (rot).
Auf das gesamte Gebiet der SGR verteilt finden sich Vorkommen von Järngneisen. Die Gesteine mit den höchsten Metamorphosegraden (Granulite) beschränken sich auf den westlichen Teil der SGR, einem Gebiet nördlich von Helsingborg bis Varberg. Von hier stammen die sauren und basischen Granulite: Schonengranulit, Flammenpegmatit, mafischer Granulit. Gebiete mit den schwarzen Punkten kennzeichnen die Gebiete, in denen Granatcoronite verbreitet sind.
Hervorgehoben sind die Städte Varberg (Massiv des Varberg-Charnockits mit Torpa-Granit) und Ullared (Vorkommen des Halland-Retroeklogits). Blau markiert ist jener Teil des permosilesischen Gangschwarms, in denen NW-Dolerite mit grobkörniger Grundmasse auftreten. Innerhalb dieses bis Ost-Schonen reichenden Gangschwarms liegen auch mehrere Vorkommen von Kullaiten.
2. Kullaberg-Halbinsel
Der geologische Streifzug durch die SGR beginnt auf der Kullaberg-Halbinsel, etwa 35 km NW von Helsingborg. Im südwestlichen Schweden kam es im späten Silur durch Dehnungstektonik zur Bildung sog. Horste und Gräben. Dabei wurden Teile des Grundgebirges als Horste herausgehoben und Gräben mit jüngeren Sedimenten verfüllt. Der Kullaberg als südwestlichste Einheit einer Reihe von Grundgebirgshorsten, zu denen auch der Hallandsåsen und Söderåsen gehören, besitzt ein mittelgebirgsartiges Relief, seine Höhenlagen erheben sich rund 100 m über den Meeresspiegel. An zahlreichen küstennahen Aufschlüssen lassen sich die Gesteine der SGR und ihre Kontaktbeziehungen studieren.
Abb. 6: Luftbild der Kullaberg-Halbinsel (Foto: Bertil Hagberg, fotografiert am naturum Kullaberg).Abb. 7: Geologisches Schema der Kullaberg-Halbinsel aus SÖDERLUND et al 2008.
Das Grundgebirge der Kullaberg-Halbinsel besteht im Wesentlichen aus grauen bis rötlichgrauen und meist migmatitisierten Orthogneisen. Gänge und Körper (grün) von Metabasiten (Amphibolite, Granat-Amphibolite und mafische Granulite) durchziehen die Gneise annähernd in N-S-Richtung. Die jüngeren NW-Dolerite (violett; diabase) weisen eine nordwestliche Streichrichtung auf.
Abb. 8: Rotgraue Gneise der SGR am Leuchtturm Kullens Fyr. Die Klüftung folgt der nordwestlich streichenden Bruchtektonik der Sorgenfrei-Tornqvist-Zone, die Foliation und migmatitische Bänderung verläuft in nordsüdlicher Richtung.Abb. 9: Gesteinsschutt aus grauen bis rotgrauen migmatitischen Adergneisen sowie roten Pegmatiten. Bildbreite ca. 60 cm.Abb. 10: Strandgeröll eines migmatitischen Gneises (Breite 12 cm).
Das Gestein ist magnetisch und ein sog. „Järngneis“ (Eisengneis). Järngneise sind in SW-Schweden weit verbreitet und können Magnetit in bedeutender Menge (1-3%) enthalten. Magnetit entsteht als Neubildung unter granulitfaziellen Metamorphosebedingungen.
Abb. 11: Rotgrauer Järngneis mit anhaftendem Handmagneten. Strandgeröll vom Kullaberg.Abb. 12: Ein etwa 1 m breiter Amphibolitgang, diskordant von einem jüngeren roten Pegmatit durchschlagen.
In die Gneise vom Kullaberg sind stellenweise Gänge und Körper von aplitischen Gesteinen und grobkörnigen Pegmatiten eingeschaltet. Sie dürften postkinematisch, also nach der (svekofennischen) Gebirgsbildung entstanden sein, weil sie ein richtungslos-körniges Mineralgefüge und keine Anzeichen einer tektonischen Deformation aufweisen. Die Gesteine ähneln manchmal dem Schonengranulit oder „Flammenpegmatit“ (Abb. 14). Letztere entstanden jedoch unter granulitfaziellen Bedingungen und weisen eine deutliche Foliation auf. Ihr Hauptverbreitungsgebiet liegt etwas weiter nördlich im Gebiet zwischen Halmstad und Falkenberg.
Abb. 13: Verfalteter Gang eines aplitähnlichen Gesteins aus Quarz und rotem Alkalifeldspat in einem grauen Gneis. Höhe des Gangs etwa 20 cm.Abb. 14: Mäßig deformiertes und pegmatitähnliches Gestein mit hellen Quarzen; ähnlich dem Flammenpegmatit, aber ohne plattig ausgewaltzem Quarz.Abb. 15: Pegmatitgang an der Lokalität Silvergrottan. Der etwa 60 cm breite Gang ist auf eine Länge von 15 m begehbar und wurde im Jahre 1561 von dänischen Bergleuten auf der (vergeblichen) nach Silber ausgeräumt.
An der Westspitze der Kullaberg-Halbinsel finden sich innerhalb der rotgrauen Gneise mehrere große Gesteinskörper mit Metabasiten, von fein-, mittel- bis grobkörnigen und meist granatführenden Amphiboliten (<5% Granat) über Granatamphiboliten (>5% Granat) bis mafischen Granuliten. Die Gesteine können weitgehend undeformiert, gneisig, verfaltet oder migmatisiert sein. Abb. 16 zeigt eine größere Intrusion mit einem zentralen Teil aus mafischem Granulit, der zum Rand in einen Amphibolit übergeht.
Abb. 16: Mafischer Gesteinskörper in der Nähe vom Leuchtturm Kullens Fyr.Abb. 17: Übergang eines mafischen Granulits (oben, Gangmitte, braun) in einen schwarzen Amphibolit am Rand der Intrusion; Grenze zu einem rotgrauen Gneis.Abb. 18: Granatführender Amphibolit, Strandgeröll vom Anstehenden. Hauptbestandteile des Gesteins sind Amphibol (schwarz), Plagioklas (weiß) und etwas Granat (rot).Abb. 19: Der Amphibolit (grau) ist im Kontaktbereich zu einem migmatitischem Gneis/Pegmatit (rot) von weißen Schlieren durchsetzt. Bildbreite etwa 3,50 m.Abb. 20: Gleicher Aufschluss; große schwarze Glimmer-Blättchen an der Grenze von Pegmatit und Amphibolit. Bildbreite etwa 40 cm.Abb. 21: Mafischer Granulit in der Mitte des Ganges (s. Abb. 20), Bildbreite etwa 25 cm.Abb. 22: Gleiches Gestein, bei Sonnenschein fotografiert.Abb. 23: Leicht foliierter mafischer Granulit, Strandgeröll vom Anstehenden.Abb. 24: Nahaufnahme der angefeuchteten Oberfläche. Das Gestein besteht aus Granat (rot), Pyroxen (grünlichschwarz), Amphibol (schwarz) und Plagioklas (weiß).
Mafische Granulite sind typische Gesteine der SGR und durch trockene Hochdruck-Metamorphose aus basischen Ausgangsgesteinen hervorgegangen (Basalte oder Gabbros). Plagioklas wird unter granulitfaziellen Bedingungen instabil und wandelt sich an den Korngrenzen zum Pyroxen in Granat um. Dieser bildet Granoblasten in Gestalt kleiner Körner, ebenso wie Klino- und Orthopyroxen, die durch komplexe Mineralreaktionen aus dunklen Mineralen wie Biotit und Amphibol gebildet werden. Mafische Granulite weisen im kleinen Maßstab also ein weitgehend gleichkörniges und richtungsloses Mineralgefüge auf und sind als Granofelse anzusehen, können auf den ersten Blick aber eine gneisartige Textur besitzen, möglicherweise ein Reliktgefüge der Ausgangsgesteine. Wesentlicher Mineralbestand sind Klinopyroxen (grünlich-schwarz), granoblastischer Granat (rot) in winzigen Körnern, Plagioklas (weiß) sowie schwankende Mengen an schwarzem und glänzenden Amphibol, der durch retrograde Metamorphose entstand.
Mafische Granulite entstehen bei 700-800°C und einem Druck von 8-12 Kbar, was einer krustalen Tiefe von 30-45 km entspricht. Die Kruste muss also zum Zeitpunkt der Metamorphose sehr dick und die Ausgangsgesteine entsprechend tief versenkt gewesen sein. Die Exhumierung bzw. der Aufstieg der mafischen Granulite erfolgte offenbar recht schnell, da sie im Allgemeinen nur in geringem Maße retrograd überprägt wurden (Bildung von Amphibol; MÖLLER et al 1996).
Abb. 25: Mafischer Granulit mit weitgehend regellos-körnigem Gefüge; Strandgeröll vom Anstehenden.Abb. 26: Mafischer Granulit, durchschlagen von einem 10 cm breiten Pegmatitgang.
Neben den NS-streichenden Metabasiten, die während der Svekonorwegischen Gebirgsbildung teilweise in mafische Granulite umgewandelt wurden, sind am Kullaberg auch Gänge von jüngeren (permokarbonischen), gänzlich undeformierten und gemäß ihrer vorherrschenden nordwestlichen Streichrichtung als NW-Dolerit bezeichneten Gesteinen aufgeschlossen (s. a. Nordwest-Dolerit von Arild).
Abb. 27: Der Pfeil markiert den Beginn eines NW-streichenden Doleritgangs (NW-Dolerit), der sich bis zum Standort fortsetzt.Abb. 28: Gleicher Doleritgang, von der Küste aus betrachtet; Breite etwa 15 m.Abb. 29: Der kleinkörnige NW-Dolerit vom Kullaberg ist ein recht unscheinbares Gestein. Brandungsgeröll vom Anstehenden.Abb. 30: Der NW-Dolerit wird von migmatitischen Amphiboliten der SGR flankiert.
In flachen Uferbereichen der Felsküste finden sich die anstehenden Gesteine der unmittelbaren Umgebung als Brandungsgeröll (Gneise, Pegmatite, Amphibolite und mafische Granulite).
Abb. 31: Brandungsgerölle am Kullaberg, Bildbreite etwa 90 cm.Abb. 32: Grenze einer pegmatitartigen Partie zu einem grauen Gneis. Strandgeröll, Breite 18 cm.Abb. 33: Ortsfremde Gesteine treten nur vereinzelt auf und fallen schnell ins Auge, wie dieser braune Porphyr mit bläulichen Quarzen (Småland-Vulkanit?). Breite des Steins 12 cm.
Literatur
BINGEN B, NORDGULEN O & VIOLA G 2008 A fourphase model for the Sveconorwegian orogeny, SW Scandinavia – Norwegian Journal of Geology 88, S. 43-72.
MÖLLER C, JOHANSSON L, ANDERSSON J & SÖDERLUND U 1996 Southwest-Swedish Granulite Region – Berichte der Deutschen Mineralogischen Gesellschaft, Beih. z. Eur. J. Mineral. Vol. 8, 1996, No.2.
MÖLLER C, ANDERSSON J, LUNDQVIST I & HELLSTRÖM FA 2007 Linking deformation, migmatite formation and zircon U-Pb geochronology in polymetamorphic gneisses, Sveconorwegian province, Sweden – Journal of Metamorphic Geology 25, S. 727-750.
SÖDERLUND U, HELLSTRÖM FA & KAMO SL 2008 Geochronology of high-pressure mafic granulite dykes in SW Sweden: tracking the P- T-t path of metamorphism using Hf isotopes in zircon and baddeleyite – Journal of Metamorphic Geology 26, 539-560.
SÖDERLUND U, KARLSSON C, JOHANSSON L & LARSSON K 2008 The Kullaberg peninsula – a glimpse of the Proterozoic evolution of SW Fennoscandia – GFF 130, Teil 1, S. 1-10.
VINX R 1996 Granatcoronit (mafischer Granulit): ein neues Leitgeschiebe SW-schwedischer Herkunft – Archiv für Geschiebekunde, Hamburg 1996, Band 2, S. 3-20.
VINX R 1998 Neue kristalline SW-schwedische Leitgeschiebe: Granoblastischer Mafischer Granulit, Halland-Retro-Eklogit und deformierter, bunter Pegmatit – Archiv für Geschiebekunde, Hamburg 1998, Band 2, Heft 6, S. 363-378.
VINX R 2016 Steine an deutschen Küsten; Finden und bestimmen – 279 S., 307 farb. Abb., 5 Grafiken, 25 Kästen, Wiebelsheim (Quelle & Meyer Verl.).
