Fleckengesteine

1. Allgemeine Beschreibung
2. Funde aus Schweden
2.1. Kolmården
2.2. Sörmland
2.3. Almesåkra-Formation
2.4. Linköping
3. Verzeichnis der Lokalitäten
4. Literatur

Teil 2: Geschiebefunde aus Norddeutschland
Fleckengranite

1. Allgemeine Beschreibung

Fleckengestein ist eine allgemeine Bezeichnung für feinkörnige Metamorphite mit einer Fleckentextur. Die runden bis linsenförmigen und meist ebenfalls feinkörnigen Flecken unterscheiden sich in Farbe und Mineralbestand von der Matrix (Grundmasse). Solche kleinkörnigen lokalen Konzentrationen von Mineralen, die während der Gesteinsumwandlung neu gebildet wurden, nennt man Granoblasten. Fleckentexturen können auch in kleinkörnigen Plutoniten auftreten („Fleckengranite“). Eine grobe Differenzierung von Fleckengesteinen lässt sich anhand der texturellen Merkmale der Matrix vornehmen:

  • Fleckengneis (flecky gneiss): Metamorphite mit einem Gneisgefüge und meist ovalen bis länglichen Flecken (Abb. 1 und 3);
  • Flecken-Granofels: Metamorphite mit richtungslosem Mineralgefüge und runden bis ovalen Flecken (Abb. 2).
  • Flecken-Glimmerschiefer: überwiegend aus Glimmer bestehendes Gestein mit dunklen Flecken (Cordierit, Andalusit), Abb. 4.
  • Fleckengranit (spotted granite): kleinkörniger Granit mit regellos-gleichkörniger Matrix und einer Fleckentextur (Abb. 5); makroskopisch nicht immer sicher von metamorphen Granofelsen unterscheidbar. Die Flecken enthalten häufig Biotit oder Titanit.

Zur genaueren Bezeichnung der Metamorphite können die Texturmerkmale mit dem metamorphen Mineralbestand kombiniert werden, z. B. Cordierit-Granofels (Abb. 2) oder sillimanit-granoblastischer Gneis (Abb. 3).

Metamorphite mit einer Fleckentextur gehen vor allem aus Al-reichen Sedimentiten hervor (seltener auch aus Vulkaniten oder basischen Gesteinen). In Sedimentiten wird unter geeigneten Bedingungen die Bildung von Sillimanit, Andalusit oder Cordierit begünstigt. Die Flecken entstehen unter statischen Metamorphose-Bedingungen, das heißt durch Einwirkung von hohen Temperaturen, ohne maßgebliche Beteiligung von gerichtetem Druck. Häufig dürfte es sich dabei um  kontaktmetamorphe Vorgänge im Rahmen einer Gebirgsbildung handeln, bei denen das Nebengestein (z. B. Gneise, Granofelse, Migmatite) durch einen aufsteigenden Pluton verändert wird. Relativ undeformierte Flecken (Granoblasten) in deformierten Gesteinen (z. B. Gneise) müssen also nach der tektonischen Deformation und der eigentlichen Gebirgsbildung entstanden sein. Kommt erneut mäßiger und gerichteter Druck hinzu, erhalten auch die Flecken eine elliptische oder augenförmige Gestalt. Permanenter gerichteter Druck zerstört die Fleckentextur.

Der Mechanismus der Fleckenbildung in plutonischen Gesteinen („Fleckengranite“) ist nicht vollständig geklärt. Wahrscheinlich handelt es sich um Schmelzen, die in einer Spätphase der Bildung von Granitplutonen entstehen, da die Flecken häufig Titanit als typisch spätmagmatische Ausscheidung enthalten. Fleckengranite sind aus dem Stockholm-Gebiet („Stockholm-Fleckengranit“) und aus Blekinge bekannt. Der Gesteinstyp wird in einem separaten Artikel besprochen.

Abb. 1: Fleckengestein, Strandgeröll von Hökholz bei Eckernförde, Slg. E. Figaj.

Das dunkle und kleinkörnige Fleckengestein besteht aus einer Quarz-Feldspat-Biotit-Matrix und enthält helle Flecken aus Quarz und Feldspat (und sehr wenig Biotit). Wahrscheinlich sind noch weitere Minerale enthalten, von Hand aber nicht bestimmbar. Das Gestein besitzt eine Gneistextur, erkennbar an der Einregelung der Glimmerplättchen in der Matrix (Fleckengneis).

Abb. 2: Metamorphe Fleckengesteine (Flecken-Granofelse), Nahgeschiebe aus dem Västervik-Gebiet (Lok. 1). Links unten ein Västervik-Fleckengestein (Cordierit-Granofels), rechts zwei Västervik-Fleckenquarzite (glimmerführender Quarzit mit Sillimanit-Granoblasten). Links oben ein rotfleckiger Västervik-Quarzit.
Abb. 3: Fleckengneise mit einer Matrix aus Quarz, Feldspat und Biotit sowie länglichen Flecken, teilweise mit feinfaserigem Sillimanit. Nahgeschiebe aus Kolmården in Östergötland (Lok. 2).
Abb. 4: Flecken-Glimmerschiefer („Knoten-Glimmerschiefer“); hauptsächlich aus Glimmer bestehendes Gestein mit dunklen Flecken (Cordierit oder Andalusit). Geschiebe von Altenteil/Fehmarn.
Abb. 5: Blekinge-Fleckengranit, kleinkörniger Plutonit mit einer Quarz-Feldspat-Biotit-Matrix und zoniert aufgebauten Flecken. Der Saum der Flecken besteht aus Quarz und Feldspat, der Kern enthält roten Titanit und Feldspat. Anstehendprobe vom Yasjön in Blekinge, Aufnahme unter Wasser.

Bei der Untersuchung von Fleckengestein-Geschieben mit Lupe oder Bino wird man sich aufgrund der Feinkörnigkeit der Gesteine in vielen Fällen mit einer unvollständigen Mineralbestimmung begnügen müssen. Ist die Grundmasse quarzitisch zusammengesetzt oder enthält sie auch Feldspat in nennenswerter Menge? Wenn ja, welchen? Dunkle Flecken könnten Cordierit sein, der durch retrograd gebildeten Glimmer pigmentiert ist. Auch granoblastischer Andalusit kann in Form dunkler Flecken auftreten. Cordierit kann durch Alteration in grünlich-graue Folgeprodukte (Serizit, Chlorit) umgewandelt sein. Weiße Flecken mit einem feinfaserigen Interngefüge deuten auf Sillimanit hin. In anderen Fällen scheinen die weißen Flecken nur aus einem Quarz-Feldspat-Gemenge zu bestehen. Flecken können einen einfachen oder mehrfach zonaren Aufbau besitzen. Besteht der rote Kern aus Titanit? Genauere Aussagen zum Mineralbestand sind meist nur durch eine dünnschliffmikroskopische Untersuchung möglich.

2. Funde aus Schweden

Ausgehend von der Frage, ob es Doppelgänger der Västervik-Fleckengesteine in anderen Regionen gibt, konnten im Laufe mehrerer Exkursionen nach Schweden Fleckengesteine an zahlreichen Lokalitäten gefunden werden, als Geschiebe, Nahgeschiebe oder anstehend. Fast alle Fundorte liegen innerhalb des svekofennischen Grundgebirges. Insgesamt erstreckt sich das untersuchte Gebiet aber nur über einen kleinen Teil des südlichen Segments der Svekofenniden. Weiter nördlich sowie in anderen Regionen ist mit weiteren Vorkommen zu rechnen, zumal Geschiebefunde aus Norddeutschland eine größere petrographische Diversität aufweisen als die hier gezeigten Varianten (siehe Teil 2).

Als Leitgeschiebe eignen sich nach derzeitigem Kenntnisstand nur einige Flecken-Granofelse aus dem Västervik-Gebiet (Abb. 2). Sie werden an anderer Stelle ausführlich besprochen und mit ähnlichen Fleckengesteinen aus anderen Gebieten verglichen:

– Västervik-Cordierit-Granofels (Västervik-Fleckengestein). Undeformierte und feinkörnige Varianten sind als Leitgeschiebe verwendbar. Ähnliche Fleckengesteine kommen in Östergötland (Kolmården, Linköping) und im westlichen Småland vor (Almesåkra-Formation).

– Västervik-Fleckenquarzit (ehemals „Stockholm-Fleckenquarzit“). Undeformierte und glimmerführende Quarzite bis Glimmerquarzite mit kleinen Sillimanit-Granoblasten finden sich anstehend sowie in großer Menge und Vielfalt als Nahgeschiebe im Västervik-Gebiet.

Die Einzigartigkeit und Unverwechselbarkeit der Västervik-Fleckengesteine erklärt sich aus ihren besonderen Bildungsbedingungen, einer weitgehend statischen Regionalmetamorphose. Unter vergleichbaren Bedingungen könnten auch Fleckengesteine in anderen Regionen entstanden sein, allerdings sind bisher keine größeren und lokal begrenzten Vorkommen bekannt. Abgesehen von den Västervik-Gesteinen dürften Fleckengesteine prinzipiell nicht als Leitgeschiebe geeignet sein, weil Fleckenbildung in metamorphen Gesteinskomplexen weit verbreitet ist und eine Vielzahl kleiner und weit verstreuter Vorkommen existiert. Zudem unterliegen die Gesteine einer hohen petrographischen Variabilität, wie die nächsten Bilder zeigen.

Abb. 6: Besuchte Fundlokalitäten mit Fleckengesteinen in Schweden. Das Gebiet mit der höchsten Funddichte und Vielfalt an Fleckengesteinen liegt im südlichen Södermanland und östlichen Östergötland (Kolmården und Umgebung). Nach Norden und Osten werden Geschiebefunde seltener, südlich und westlich von Stockholm finden sich kaum noch Fleckengesteine.

2.1. Kolmården

Im Gebiet von Kolmården in Östergötland, etwa 100 km nördlich von Västervik, fanden sich Fleckengesteine in beispielloser Menge und Variabilität als Geschiebe. In den meisten Fällen dürfte es sich um Nahgeschiebe handeln, da einige Gesteinstypen in der näheren Umgebung auch anstehend vorkommen. Die Funde stammen vom Geröllstrand am Ufer des Braviken am Campingplatz Kolmården (Lok. 2, Abb. 7-19).

Rote Fleckengesteine: Sehr häufig finden sich die sog. Gneise vom Marmorbruket-Typ. Die grauen Gneise enthalten gröber kristallisierte fleckige Partien aus rotem Feldspat und Quarz sowie einen dunklen Kern. Der Gesteinstyp ähnelt teilweise den Fleckengesteinen aus dem Västervik-Gebiet. Weitere Bilder sowie Anstehendproben siehe Abschnitt 3.2. im Artikel zum Västervik-Fleckengestein.

Abb. 7: Graues Metasediment mit roten Flecken am Geröllstrand in Kolmården, Breite 41 cm.
Abb. 8: Kleine Gerölle von Fleckengesteinen vom Marmorbruket-Typ (Geröllstrand Kolmården), Aufnahme unter Wasser.
Abb. 9: In einigen der roten Fleckengneise sind die Flecken etwas grobkörniger als die Grundmasse. Neben grauem Cordierit und dunklem Glimmer finden sich grünlichbraune, teilweise rot alterierte Mineralkörner (möglicherweise Andalusit).

Auch graue Fleckengesteine kommen am Geröllstrand in Kolmården in großer Menge vor. Gefüge und Textur sind variabel, kaum ein Fund gleicht dem anderen. Zum einen handelt es sich um glimmerreiche Fleckengneise (Abb. 13-19; siehe auch Abb. 3) mit einer kleinkörnigen Matrix aus Quarz, Feldspat und Glimmer. Andere Fleckengesteine lassen keinen Feldspat in der Matrix erkennen und scheinen eine quarzitische Zusammensetzung zu besitzen (Abb. 10-12). Die Länge der Flecken beträgt wenige Millimeter bis 1 cm, im Ausnahmefall bis 5 cm (Abb. 18). Sie zeigen eine augen- bis linsenförmige oder schmale und längliche Gestalt, je nach Anschnitt der Flecken zur Foliationsrichtung. In manchen Flecken ist fibroblastischer Sillimanit erkennbar.

Abb. 10: Feinkörniger Flecken-Granofels (Kolmården) mit quarzitischer Grundmasse und weißen Sillimanit-Flecken. Im Zentrum einiger Flecken ist ein einzelnes größeres Biotitkorn erkennbar. Die bräunlichen Flecken könnten Alterationsprodukte von Cordierit sein (Chlorit).
Abb. 11: Feinkörniges quarzitisches Fleckengestein (Kolmården) mit augenförmigen weißen Flecken und dunklen Schlieren (Cordierit?).
Abb. 12: Gleicher Stein, Nahaufnahme. Die feinkörnigen hellen Flecken enthalten Quarz und Feldspat. In der Matrix ist kein Feldspat erkennbar.
Abb. 13: Grauer Fleckengneis mit Sillimanit-Granoblasten (Kolmården). Der Blick auf die Foliationsebene zeigt breite und ovale Flecken, in der Seitenansicht (unterer Bildteil) sind sie flach und linsenförmig ausgebildet.
Abb. 14: Nahaufnahme, radialstrahlig ausgebildete Aggregate von feinfaserigem (fibroblastischem) Sillimanit.
Abb. 15: Hellgrauer und feinkörniger Fleckengneis (Kolmården). In den gelb- bis rötlich-braunen Kernen der Flecken sind Kristalle von keilförmiger Gestalt erkennbar (Hinweis auf Titanit).
Abb. 16: Feinkörniger Fleckengneis mit stark ausgelängten weißen Flecken. Geröllstrand Kolmården, Breite des Steins 10 cm.
Abb. 17: Grauer Quarz-Feldspat-Biotit-Gneis. Die länglichen Flecken enthalten einen gelblichbraunen Kern (Titanit?) und eine helle Randzone aus Quarz und Feldspat.

Ein vergleichbarer Gesteinstyp wird in Hesemann 1975 und in ZANDSTRA 1988 als feinkörnige Variante des „Stockholm-Fleckengranits“ angeführt. Offensichtlich stammt er aber aus zahlreichen Kleinvorkommen, die in Södermanland ein größeres Gebiet einnehmen. Im Stockholm-Gebiet wurden Geschiebe dieses Typs nur vereinzelt gefunden.

Abb. 18: Grauer Fleckengneis (Quarz-Feldspat-Biotit-Gneis) mit ungewöhnlich großen augenförmigen Flecken bis 5 cm Länge. Kolmården, Breite des Steins 32 cm.
Abb. 19: Gleicher Stein, nass fotografiert. Biotit fehlt innerhalb der weißen und roten Quarz-Feldspat-Flecken und tritt vermehrt in der schmalen Randzone auf.

Anstehendproben aus dem Gebiet von Kolmården: Das Kartenblatt Katrineholm SO verzeichnet in den Metasedimenten der weiteren Umgebung von Kolmården lokale Anreicherungen von Sillimanit, Cordierit und Andalusit sowie Fleckentexturen (SGU 1960, Beschreibung Wikström 1979). Zwei Anstehendproben von roten Fleckengneisen werden im Artikel zum Västervik-Fleckengestein gezeigt (Abb. 31, 32 sowie 38). Im Dorf Snörom (Lokalität 3) fand sich ein grauer Fleckengneis in einem temporären Aufschluss (Baustelle).

Abb. 20: Anstehender Fleckengneis mit hellen Flecken bis 2 cm Länge (Snörom, Lokalität 3), Bildbreite 22 cm.
Abb. 21: Die weißen Bereiche der Flecken bestehen aus Quarz und Feldspat. Die hellgrauen Kerne, ein feinkörniges und unbestimmtes Mineralgemisch, treten nur beim Anschnitt des Gesteins zur Foliationsebene in Erscheinung. Bildbreite 15 cm.
Abb. 22: Polierte Schnittfläche einer Probe aus dem gleichen Aufschluss, ein Quarz-Feldpat-Biotit-Gneis mit eingeregelten Glimmerblättchen, hellen Quarz-Feldspat-Flecken und größeren dunklen Flecken (wahrscheinlich Cordierit).

Das Kartenblatt Katrineholm SO zeigt ein weiteres Vorkommen mit fleckigen Metasedimenten in unmittelbarer Nähe. Der Aufschluss konnte nicht lokalisiert werden, aber in Snörom fanden sich mehrere lose Gesteinsbrocken eines Fleckengneises, der vom anstehenden Typ abweicht und aus unmittelbarer Nähe stammen dürfte.

Abb. 23: Brauner Fleckengneis mit weißen und dunklen Flecken. Die dunklen Flecken sind im Vergleich zur Matrix gröber kristallisiert und von roten Quarz-Feldspat-Partien umgeben. Nahgeschiebe von Snörom, Bildbreite 36 cm.
Abb. 24: Gleicher Stein, polierte Schlifffläche.
Abb. 25: Nahaufnahme. Die hellen Säume der Flecken bestehen aus Quarz und Feldspat, der Kern aus einem unbestimmten Mineralgemisch. Unten rechts der Anschnitt eines roten Flecks mit dunklem Kern (wahrscheinlich Cordierit).

2.2. Sörmland

Bedeutend weniger Fleckengestein-Geschiebe, insgesamt etwa ein Dutzend, fanden sich in einer Kiesgrube bei Nyköping, etwa 20 km östlich von Kolmården (Lok. 4). Überwiegend handelte es sich um graue, kleinkörnige und biotitreiche Fleckengesteine mit weißen Flecken. Die Grundmasse aus Quarz, Feldspat und Biotit besitzt ein weitgehend regelloses Gefüge, die länglichen Flecken zeigen eine gerichtete Textur (Abb. 26). Vereinzelt kamen auch dunkle und feinkörnige Gneise mit Sillimanit-Flecken vor (Abb. 27). Etwa 30 km weiter nördlich, in einer Kiesgrube bei Flen, wurden überhaupt keine Fleckengestein-Geschiebe gefunden.

Abb. 26: Kleinkörniges Fleckengestein mit einer Quarz-Feldspat-Biotit-Matrix (Kiesgrube Nyköping). Breite 12 cm.
Abb. 27: Feinkörniger Gneis mit weißen Sillimanit-Flecken (Kiesgrube Nyköping).

In der Kiesgrube fand sich auch ein kleinkörniger Granofels (Abb. 28) mit einer Quarz-Feldspat-Biotit-Matrix, der zahlreiche gelbbraune Granat-Granoblasten enthält, die von einem schmalen hellen Plagioklas-Saum umgeben sind. Dies ist der erste (und einzige) Fund eines granathaltigen Metasediments in diesem Gebiet. Weder im Västervik-Gebiet noch in der Umgebung von Kolmården kommt der Gesteinstyp vor.

Abb. 28: Granat-Granofels (Kiesgrube Nyköping).

Auch das nächste Fleckengestein-Geschiebe ist ein Einzelfund und stammt vom Campingplatz in Hölö (Lok. 5), etwa 45 km SW von Stockholm. Auch an weiter östlich gelegenen Lokalitäten sowie südlich von Stockholm fanden sich entweder nur einzelne oder gar keine Geschiebe von Fleckengesteinen: 1. Kiesgrube bei Järna, unmittelbar westlich von Stockholm (Lok. 6, 1 Fleckengranit); 2. Skansholmen, südlich von Stockholm (Lok. 7, 1 kleinkörniges Fleckengestein, vergleichbar mit dem Typ in Abb. 26); 3. Kiesgruben auf Nynäshamn, südlich von Stockholm (keine Geschiebe von Fleckengesteinen, pers. Mitteilung M. Bräunlich).

Abb. 29: Geschiebe eines Fleckengesteins von Hölö mit polierter Schnittfläche. Die fleckig-inhomogene Matrix besteht im Wesentlichen aus Quarz und Feldspat sowie grünen und dunklen, nicht näher bestimmbaren Mineralen.
Abb. 30: Gleicher Stein, Nahaufnahme.

Die Flecken besitzen eine helle Saumzone und weiße oder grüne Kerne. Weiße Kerne enthalten fibroblastischen Sillimanit, grüne Kerne wahrscheinlich Chlorit als Alterationsprodukt von Cordierit. Die Vermutung stützt sich auf den Befund einer Dünnschliffuntersuchung eines ähnlichen Fleckengestein-Geschiebes (s. Teil 2).

2.3. Almesåkra-Formation

Im westlichen Småland, unmittelbar südlich der Almesåkra-Formation, finden sich vermehrt Geschiebe von Fleckengesteinen. Die Metasedimente zeigen teilweise noch Relikte des sedimentären Mineralgefüges (runde Quarzkörner). Mit einiger Wahrscheinlichkeit sind sie aus tonhaltigen Sedimenten hervorgegangen, die beim Aufstieg des Almesåkra-Diabas kontaktmetamorph verändert wurden. Anstehendproben liegen bisher nicht vor. Einige dieser Metamorphite ähneln dem Västervik-Fleckengestein und werden im betreffenden Artikel besprochen (Abschnitt 3.1.).

Abb. 31: Fleckengestein-Geschiebe aus einer Kiesgrube bei Komstad, westlich von Sävsjö, Lok. 8.
Abb. 32: Fleckengestein-Geschiebe (Kiesgrube bei Komstad). Unregelmäßig geformte dunkle Flecken sind von roten Säumen aus Quarz und Feldspat umgeben. Die Matrix enthält größere Mengen Hellglimmer.

2.4. Linköping

In einer Kiesgrube bei Linköping (Lok. 9) fand sich ein einzelnes rotes Fleckengestein (s. Västervik-Fleckengestein, Abschnitt 3.3, Abb. 40) sowie ein grünliches Fleckengestein. Nördlich von Linköping ist demnach mit weiteren, bisher nicht näher untersuchten Vorkommen von Fleckengesteinen zu rechnen.

Abb. 33: Feinkörniges Fleckengestein mit länglichen hellen Flecken.
Abb. 34: Gleicher Stein, Nahaufnahme. Der Mineralbestand ist bis auf ein blaues Quarzkorn und feine Flitter eines glimmerähnlichen Minerals nicht näher bestimmbar.

3. Verzeichnis der Lokalitäten

Lokalität 1: Geschiebe Västervik-Fleckengesteine; Böschung am Fahrradweg in Västervik Jenny, nahe der Autorennbahn (Motorbana); 57.768130, 16.585394.
Lokalität 2: Geschiebe Fleckengesteine; Rollsteinstrand am Campingplatz Kolmården; 58.65718, 16.40712.
Lokalität 3: Fleckengneis, anstehend; Snörom bei Kolmården, temporärer Aufschluss; 58.66476, 16.41711.
Lokalität 4: Geschiebe Fleckengesteine; aktive Kiesgrube NW von Nyköping; 58.774022, 16.819400.
Lokalität 5: Geschiebe Fleckengestein; Campingplatz Hölö/Norrvra; 59.00824, 17.53729.
Lokalität 6: Geschiebe Fleckengranit; aktive Kiesgrube zwischen Järna und Nykvarn; 59.12040, 17.46764.
Lokalität 7: Geschiebe Fleckengestein; Geröllstrand am Campingplatz Skansholmen/S Sandviken; 59.04647, 17.69313.
Lokalität 8: Geschiebe Fleckengesteine; Kiesgrube bei Komstad, 3 km westlich Sävsjö; 57.391392, 14.616904.
Lokalität 9: Geschiebe Fleckengesteine; Kiesgrube südlich Linköping; 58.329789, 15.631448.

4. Literatur

Gavelin S 1983 The Västervik Area in South-eastern Sweden – SGU Ser. Ba No. 32, 172 S, Uppsala.

Wikström A 1979 Beskrivning till berggrundskartan 1:50000 – Katrineholm SO – Sveriges Geologiska Undersökning (Af) 123: 101 S., 44 Abb., 14 Tab., 3 Ktn. in 1 Mappe, Stockholm.

Zandstra J G 1988 Noordelijke Kristallijne Gidsgesteenten ; Een beschrijving van ruim    tweehonderd gesteentetypen (zwerfstenen) uit Fennoscandinavië – XIII+469 S., (1+)118 Abb., 51 Zeichnungen, XXXII farbige Abb., 43 Tab., 1 sep. Kte., Leiden etc. (Brill).

Teil 2: Fleckengesteine- Geschiebefunde aus Norddeutschland

Die folgenden Geschiebefunde aus Norddeutschland illustrieren die petrographische Vielfalt von Fleckengesteinen. Kaum ein Fund gleicht dem nächsten, kaum ein Geschiebe lässt sich einem näheren Herkunftsgebiet zuordnen. Mögen in einigen Fällen auch Ähnlichkeiten mit den Funden aus Schweden bestehen (siehe 1. Teil), ist der Umkehrschluss nicht zulässig, dass der betreffende Gesteinstyp nur an einer einzigen Lokalität vorkommt. – Das erste Geschiebe stammt aus einer Kiesgrube in Brandenburg (E. Fuchs leg.) und wurde freundlicherweise von Herrn U. Maerz dünnschliffmikroskopisch untersucht.

Abb. 1: Grünlichbraunes und feinkörniges Fleckengestein, Aufnahme unter Wasser.
Abb. 2: Nahaufnahme der polierten Schnittfläche. Die Flecken sind mehrfach zoniert und bestehen aus einem grünlichen Kern, einer hellen Zwischenzone und einer schmalen grünlichen Randzone.

Die Dünnschliffuntersuchung ergab, dass die Matrix aus xenomorphen, teilweise polygonalen Kristallen von Quarz, Kalifeldspat (überwiegend Mikroklin) und Plagioklas sowie idiomorphen Biotit-Kristallen besteht. Die äußere Randzone der Flecken ist deutlich grobkörniger als die Matrix und enthält ebenfalls Quarz, Kalifeldspat und Plagioklas. Die helle Zwischenzone enthält zusätzlich Serizit, die dunklen Kerne Serizit und Chlorit. Diese Minerale dürften Alterationsprodukte von Cordierit sein, der durch wässrige Fluide instabil wurde. Unalterierter Cordierit konnte nicht beobachtet werden. In den Kernen wurde weiterhin feinnadeliger Sillimanit gefunden. Die grünen Umwandlungsprodukte von Cordierit finden sich auch außerhalb der Blasten und umschließen die Körner der Matrix.

Abb. 3: Dünnschliffaufnahme einer Fleckenzone unter linear polarisiertem Licht. Bildbreite 3 mm. Foto: U. Maerz.
Abb. 4: Gleicher Ausschnitt unter gekreuzten Polarisatoren. Foto: U. Maerz.

Das Zentrum des Kerns bilden Büschel von wirrstrahlig angeordneten, mit Serizit verwachsenen Sillimanitnadeln. Rechts und links schließen sich Bereiche an, die von überwiegend feinst verwachsenem Serizit ausgefüllt werden. Der Randbereich mit den größeren Kristallen aus Quarz und Feldspat setzt sich gut von der feiner körnigen Matrix ab.

Abb. 5: Polierte Schnittfläche eines grünen Fleckengesteins, Kiesgrube Damsdorf/Bochow, Brandenburg (D. Lüttich leg.).
Abb. 6: Nahaufnahme.

Die Flecken besitzen eine dunkelgrüne äußere Randzone, eine helle Zwischenzone und grüne oder weiße Kerne, teilweise aus feinfaserigem Sillimanit. Bei den grünen Mineralen könnte es sich ebenfalls um Chlorit als Alterationsprodukt von Cordierit handeln.

Abb. 7: Grauer Fleckengneis mit biotitreicher Grundmasse aus der Kiesgrube Ruhlsdorf bei Bernau (Brandenburg). Aufnahme unter Wasser.
Abb. 8: Nahaufnahme des gleichen Steins, Flecken mit grünen Kernen und hellem Saum.
Abb. 9: Grauer Fleckengneis mit weißen Flecken aus Quarz und Feldspat. Kiesgrube Teschendorf bei Oranienburg, Brandenburg.
Abb. 10: Quarz-Feldspat-Biotit-Gneis mit großen Flecken aus Quarz und Feldspat, umgeben von einer dunklen und biotitreichen Randzone. Kiesgrube Penkun, Ost-Brandenburg; Slg. A. Bräu.
Abb. 11: Grauer Fleckengneis mit einzelnen größeren Biotitplättchen innerhalb der feinkörnigen weißen Flecken. Kiesgrube Hoppegarten bei Müncheberg, Brandenburg.
Abb. 12: Sehr feinkörniges Fleckengestein mit quarzitischer Grundmasse. Kiesgrube Hohensaaten, Brandenburg.
Abb. 13: Muskovithaltiger Quarz-Feldspat-Gneis; helle Flecken mit rötlichem Kern. Fundort: Geröllstrand Hökholz bei Eckernförde, Schleswig-Holstein.
Abb. 14: Nahaufnahme, nasse Oberfläche. Die hellen Säume enthalten Quarz, Feldspat sowie ein feinfaseriges Mineral, vermutlich Sillimanit. Die Minerale in den roten Kernen sind feinkörnig und nicht bestimmbar.
Abb. 15: Feinkörniger Fleckengneis, Strandgeröll von Travemünde (E. Figaj leg.).
Abb. 16: Nahaufnahme.

Bemerkenswert ist ein mehrphasiger Aufbau der Flecken: 1. Kernbereich mit einem einzelnen Biotit- und/oder hellem Feldspat-Korn, 2. quarzreicher Saum, umgeben von 3. gelben Mineralen mit stumpfem Glanz (angewitterter Feldspat?). 4. Heller und stärker ausgelängter Bereich aus Quarz und Feldspat, schließlich 5. eine biotitreichere Hülle, ohne klare Abgrenzung zur Matrix aus Quarz, Feldspat und Biotit (+Amphibol?).

Abb. 17: Schnittfläche eines Fleckengneises, Aufnahme unter Wasser. Das Gestein ist auffällig schwer und enthält neben Biotit wahrscheinlich auch Amphibol in bedeutender Menge. Die länglichen Flecken bestehen aus feinfaserigem Sillimanit. Strandgeröll von Nienhagen bei Rostock, leg. G. Engelhardt.
Abb. 18: Nahaufnahme der faserigen Sillimanit-Aggregate.
Abb. 19: Fleckengestein als Windkanter. Die Kernbereiche der Flecken weisen Vertiefungen auf, während die hellen Säume der erosiven Einwirkung des Windes widerstehen konnten. Kiesgrube Rietz bei Treuenbietzen, Brandenburg; Slg. D. Lüttich.
Abb. 20: Feinkörniger Gneis mit länglichen und glimmerreichen Flecken. Kiesgrube Gusow, Ost-Brandenburg.
Abb. 21: Grünlicher Flecken-Granofels mit dunklen Cordierit- und weißen Sillimanit-Granoblasten (Strandgeröll von Misdroy in Westpolen). Das undeformierte Gestein könnte aus dem Västervik-Gebiet stammen, ein vergleichbares grünes Fleckengestein wurde dort bisher allerdings nicht gefunden.
Abb. 22: Roter Fleckengneis, Geschiebe von der Ostsee. Foto: M. Bräunlich.
Abb. 23: Nahaufnahme der länglichen Flecken mit wellenförmig ausgebildeten Aggregaten eines feinfaserigen Minerals, wahrscheinlich Sillimanit.

Als Geschiebe weniger verbreitet sind Glimmerschiefer oder glimmerreiche Metasedimente mit einer Fleckentextur (Flecken- oder Knoten-Glimmerschiefer, Abb. 24-26). In den meisten Fällen dürfte es sich um Kontaktmetamorphite mit Andalusit oder Cordierit als Mineralneubildung handeln.

Abb. 24: Knoten-Glimmerschiefer aus der Kiesgrube Vogelsang bei Eisenhüttenstadt, Brandenburg (St. Schneider leg.).
Abb. 25: Metamorphit mit einer grünlich-grauen und an Hellglimmer reichen Matrix sowie dunklen Flecken (Kiesgrube Hohensaaten, Ost-Brandenburg).
Abb. 26: Glimmerreicher Metamorphit (Metasediment) mit dunklen Flecken und einigen einzelnen hellen Feldspatkörnern (Kiesgrube Niederlehme bei Berlin).
Abb. 27: Fleckengestein mit dunkler und feinkörniger Grundmasse aus der Kiesgrube Kröte (Wendland, Ost-Niedersachsen).
Abb. 28: Für den Mineralbestand des Kernbereichs mit rötlich-gelben Mineralkörnern und der feinkörnigen weißen Randzone gibt es bisher keine Anhaltspunkte.
Abb. 29: Polierte Schnittfläche eines Fleckengneises mit länglichen dunklen Flecken aus der Kiesgrube Althüttendorf in Brandenburg.
Abb. 30: Helle und graugrüne Partien scheinen eine quarzitische Zusammensetzung zu besitzen, während die roten Partien zusätzlich Feldspat enthalten. Das Gestein ist von senkrecht verlaufenden Klüften durchzogen, die einzelnen Bereiche weisen einen leichten Versatz auf.
Abb. 31: Eine schmale rote Partie enthält kleine nadelförmige Porphyroblasten (wahrscheinlich Amphibol).
Abb. 32: Dunkle Cordierit-Flecken mit hellem Saum in einem feinkörnigen Granofels. Kiesgrube Waltersdorf bei Berlin.
Abb. 33: Heller Quarz-Feldspat-Biotit-Gneis mit grünlich-braunen Flecken (alterierter Cordierit?). Polierte Schnittfläche eines Geschiebes aus der Kiesgrube Damsdorf/Bochow, Brandenburg; leg. D. Lüttich.
Abb. 34: Dunkles Metasediment (Granofels) mit gelblichen Flecken (Kiesgrube Niederlehme bei Berlin).
Abb. 35: Nahaufnahme der nassen Gesteinsoberfläche. Die gelblichgrauen Flecken auf der Außenseite weisen auf der Bruchfläche eine unvollständige Spaltbarkeit, einen lebhaften Glasglanz und eine dunkelgraue Tönung auf (Cordierit oder Andalusit).

Ein seltener Geschiebefund sind Vulkanite mit einer Fleckentextur. Die Neubildung von Mineralen könnte bevorzugt von sekundär entstandenen Strukturen mit abweichender chemischer Zusammensetzung ausgegangen sein (z. B. Lithophysen).

Abb. 36: Metavulkanit, Aufnahme unter Wasser. Fundortangabe: „Roth“, wahrscheinlich aus der Umgebung von Parchim (D. Schmälzle leg.).
Abb. 37: Nahaufnahme der polierten Schnittfläche. Innerhalb der kugeligen Aggregate ist ein feinfaseriges gelbbraunes Mineral als metamorphe Neubildung erkennbar (z. B. ein Amphibol wie Anthophyllit).

Vänge-Granit

Der Vänge-Granit gehört zu den etwa 1,89-1,87 Ga alten mittelschwedischen Uppland-Graniten und kommt im gleichen Gebiet wie der Uppsala-Granit vor. Das Gestein ist zumindest in Brandenburg bei praktisch jedem Kiesgrubenbesuch anzutreffen, meist in größeren Blöcken, seltener in Handstückgröße.

Abb. 1: Vänge-Granit aus der Kiesgrube Horstfelde südlich von Berlin.

Als Leitgeschiebe geeignet sind grobkörnige und besonders quarzreiche Varianten dieses Alkalifeldspatgranits. Alkalifeldspat ist blassrot, seltener auch kräftig rot oder orangefarben getönt und bildet unregelmäßig begrenzte Kristalle von 1-3 cm Länge. Weißer Plagioklas ist deutlich kleiner und nur in geringer Menge enthalten (max. 10 %). Er erscheint häufig an den Rändern der Alkalifeldspäte. Quarz kommt reichlich in Form grauer bis gelblich- oder grünlich-grauer und zerdrückter („zuckerkörniger“) Massen vor. Daneben finden sich meist auch einzelne größere und trübe Quarzkörner von bläulichgrauer Farbe, die nicht zerdrückt sind. Durch den hohen Quarzgehalt „schwimmen“ die Alkalifeldspäte regelrecht in der Quarzmasse und das Gefüge wirkt auf den ersten Blick porphyrisch. Dunkle Minerale (Biotit) sind nur in geringer Menge enthalten.

Das Mineralgefüge ist insgesamt undeformiert (richtungslos-körniges Gefüge, keine länglichen Aggregate von dunklen Mineralen). Lediglich Quarz wurde weitgehend granuliert, nachdem der Granitkörper bereits erstarrt war. Nach Zandstra 1988 ist der Vänge-Granit mittelkörnig, nach Lundegardh 1956: 55 „grob mittelkörnig“. Die Alkalifeldspäte in Anstehendproben (vgl. skan-kristallin.de) sind in der Regel größer als 1 cm.

Mittelschwedische Granite verschiedener Vorkommen besitzen teilweise ähnliche Merkmale wie der Vänge-Granit. Dies betrifft den Norrtälje-/Vätö-Granit und einige Granite des Hedesunda-Massivs (s. Abb. 2). Der Vätö-Granit ist mittelkörnig, enthält weniger, zudem kräftiger rot gefärbten Alkalifeldspat und mehr dunkle Minerale. Die zerdrückten Quarze zeigen eine mittelgraue Tönung. Nur einige Varianten des Vätö-Granits besitzen blassrote Alkalifeldspäte. Proben auf skan-kristallin.de. Proben aus dem Hedesunda-Massiv (siehe skan-kristallin.de) zeigen Ähnlichkeiten zum Vänge-Granit in Farbe und Gefüge. Der Quarzanteil ist hier geringer, die Quarze sind nicht oder nicht durchgängig granuliert. Der Älö-Granit aus Nordost-Småland ist ein sehr quarzreicher Granit mit vollständig granuliertem Quarz. Im Vergleich zum Vänge-Granit bestehen Gefüge- und Farbunterschiede: mittelkörniges Gefüge, hellroter bis braunroter Alkalifeldspat, manchmal bläulicher Quarz, mehr dunkle Minerale. Proben auf skan-kristallin.de.

Die drei genannten Granite konnten bisher nicht als Geschiebe identifiziert werden. Ihr Status als Leitgeschiebe ist umstritten oder noch nicht geklärt.

Abb. 2: Herkunftsgebiet des Vänge-Granits und anderer im Text erwähnter Granit-Vorkommen.
Abb. 3: Vänge-Granit, Abschlag mit frischer Bruchfläche aus einem größeren Block  (Kiesgrube Hohensaaten, Brandenburg).
Abb. 4: Die Nahaufnahme zeigt hellroten Alkalifeldspat und gelblichgrüne Massen von zerdrücktem Quarz.
Abb. 5: Vänge-Granit, Großgeschiebe aus der Niederlausitz (Findlingshalde Steinitz bei Drebkau, Bildbreite etwa 30 cm).
Abb. 6: Gleicher Stein, Nahaufnahme. Das Gefüge besteht aus hellrotem Alkalifeldspat und kleineren weißen Plagioklaskörnern. Granulierter Quarz bildet eine grünlichgraue Masse, daneben finden sich einige größere milchig-hellgraue Quarzkörner. Stellenweise „schwimmen“ die Alkalifeldspäte in der Quarzmasse.
Abb. 7: Diese leicht angewitterte Bruchfläche eines Vänge-Granits zeigt schön die Gruppierung kleiner weißer Plagioklaskörner um hellrote Alkalifeldspäte. Geschiebe aus Merzdorf am ehemaligen Tagebau Cottbus-Nord.
Abb. 8: Vänge-Granit aus der Kiesgrube Teschendorf bei Oranienburg (Brandenburg), Breite 14 cm.
Abb. 9: Vänge-Granit, polierte Schnittfläche, Kiesgrube Schweinrich (Brandenburg), Slg. F. Wilcke (Wittstock).
Abb. 10: Nahaufnahme.
Abb. 11: Granit vom Vänge-Typ mit einem höheren Anteil dunkler Minerale. Breite 40 cm, Kiesgrube Hoppegarten bei Müncheberg (Brandenburg).
Abb. 12: Gleicher Stein, Nahaufnahme.
Abb. 13: Heller Granit mit orangefarbenem Alkalifeldspat, mäßig hohem Quarzgehalt und wenig dunklen Mineralen. Kiesgrube Teschendorf bei Oranienburg (Brandenburg).
Abb. 14: Quarz ist weitgehend granuliert, einige Plagioklase besitzen einen rötlichen Kern.
Abb. 15: Heller Granit mit wenig dunklen Mineralen aus dem ehem. Tagebau Cottbus-Nord, Breite 45 cm.
Abb. 16: Nahaufnahme des Gefüges. Der Granit ist nicht grob-, sondern mittelkörnig. Die übrigen Gefügemerkmale stimmen ansonsten mit denen des Vänge-Granits überein.
Abb. 17: Grobkörniger Granit mit hellrotem Alkalifeldspat und weißem bis grünlich-grauem Plagioklas. Quarz ist grünlich-grau getönt, bildet aber einzelne Körner aus und ist nicht zerdrückt (kein Vänge-Granit gemäß der Beschreibung des Leitgeschiebes). Findlingslager Steinitz am Tagebau Welzow-Süd.

Das letzte Großgeschiebe zeigt einige Merkmale des Vänge-Granits (hellroter Alkalifeldspat, grünliche Massen aus zerdrücktem Quarz, größere trübe Quarzkörner). Durch den hohen Gehalt an Plagioklas ist das Gestein aber kein Granit, sondern ein Granodiorit. Die Art des Gefüges der kleinen Plagioklaskörner erinnert an andere Uppland-„Granite“, z. B. den Uppsala-Granit. Im Vänge-Massiv kommen auch Plutonite mit intermediärer Zusammensetzung vor (Lundegardh 1956: 55). Ob das Geschiebe tatsächlich von dort stammt, lässt sich allerdings nicht mit Sicherheit feststellen.

Abb. 18: (Uppland?-)Granodiorit, Findlingslager Steinitz am Tagebau Welzow-Süd (Brandenburg), Bildbreite 30 cm.
Abb. 19: gleicher Stein, Nahaufnahme.

Literatur

Lundegårdh P-H & Lundqvist G 1956 Beskrivning kartbladet Uppsala – SGU Serie Aa 199, Uppsala.

Zandstra J G 1988 Noordelijke Kristallijne Gidsgesteenten ; Een beschrijving van ruim tweehonderd gesteentetypen (zwerfstenen) uit Fennoscandinavië –    XIII+469 S., (1+)118 Abb., 51 Zeichnungen, XXXII farbige Abb., 43 Tab., 1 sep. Kte., Leiden etc. (Brill).

Karbonatite

In Nordeuropa gibt es nur kleine Karbonatit-Vorkommen. Als Geschiebe spielt der Gesteinstyp bisher keine Rolle, weil er sehr selten zu finden und wahrscheinlich nur schwer erkennbar sein dürfte. Dennoch lohnt ein Blick auf diese kuriosen Gesteine, da es sich um die einzigen Magmatite handelt, die nicht aus silikatischen, sondern aus karbonatreichen Schmelzen hervorgehen.

Karbonatite enthalten mindestens 50 % Karbonat. Häufig ist dies Calcit, aber auch Ankerit, Siderit, Dolomit oder Na-Karbonate kommen als bestimmende Karbonatphase in Frage. Verbreitet sind Varianten mit einem Anteil von 70-90% Calcit. Mittel- bis grobkörnige Calcit-Karbonatite werden als Sövit, feinkörnige als Alvikit bezeichnet. Als Begleitminerale können Glimmer (Phlogopit), Olivin, Magnetit und Apatit auftreten. Spezifische, aber nur gelegentlich enthaltene Karbonatit-Minerale sind Ägirin, Pyrochlor und Nephelin.

Abb. 1: Karbonatit (Sövit) von Alnö, grobkörniges Gefüge aus kristallinem Calcit und Dunkelglimmer. Foto: M. Bräunlich.
Abb. 2: Nahaufnahme des Gefüges.

Vorkommen des seltenen Gesteinstyps sind mit Alkaligesteinen assoziiert und an kontinentale Riftsysteme mit Hot-spot-Vulkanismus gebunden. Karbonatite bilden meist kleine subvulkanische Körper in Form von Gängen oder Stöcken. Effusive, also an der Erdoberfläche austretende Karbonatite sind nur von einer einzigen Lokalität bekannt, dem Ol Doinyo Lengai in Tansania. Dort konnten auch sehr dünnflüssige, aber nur etwa 500°C heiße und eigenartig blau glühende Lavaströme beobachtet werden (Video auf youtube, Bilder auf nationalgeographic.com).

Die Karbonatit-Schmelzen entstehen nicht etwa durch Aufschmelzung von karbonatreichen Sedimenten, sondern werden im Erdmantel gebildet. Karbonatitische Schmelze, einmal durch magmatische Differenziationsprozesse vom Mantelgestein (Peridotit) abgesondert, ist mit Silikatschmelzen nicht mehr mischbar und steigt als eigenständiger Intrusivkörper auf. Karbonatite sind eine wichtige Lagerstätte. In keinem anderen Gesteinstyp kommt es zu einer vergleichbaren Anreicherung von Elementen wie Nb, P, vor allem aber Seltenen Erden.

Aus Skandinavien sind mehrere kleine Karbonatit-Vorkommen bekannt. Im Fen-Komplex (Norwegen) treten neben Söviten auch Fe- und Mg-reiche Karbonatite auf (Abb. 4, weitere Proben auf skan-kristallin.de). Kleinere Massive existieren in Nordschweden: Alnö in Västernorrlands län (Abb. 1-3, s. a. skan-kristallin.de sowie Kresten & Troll 2018) und Kalix in Norrbottens län (Kresten et al 1981). Im Gebiet von Gävle wurde ein karbonatitisches Gestein aus einem unbekannten Vorkommen als Geschiebe gefunden (Nyström et al 1985). Auch in Finnland gibt es mehrere kleine Karbonatit-Vorkommen (O´Brien 2015)

Geschiebe könnten, wenn auch sehr selten, in den Ablagerungen eines norwegischen Eisstroms (Karbonatite aus dem Fen-Komplex) und in mittelschwedischen Geschiebegemeinschaften (Karbonatite aus Alnö) zu erwarten sein. Fundberichte liegen bislang nicht vor. Entweder sind die Gesteine zu unscheinbar, können mit Marmor verwechselt werden oder wirken als Geschiebe unattraktiv, weil sie bei der Verwitterung rostige Gesteinsoberflächen ausbilden. Marmor kann – wie Calcit-Karbonatit / Sövit – ebenfalls grobkörnig ausgebildet sein und Dunkelglimmer als Begleitmineral enthalten (s. Abb. 26 im Artikel über Marmor). Magnetit ist kein eindeutiger Hinweis auf Karbonatit, weil er hin und wieder auch in Marmor auftritt. Karbonatit-typische Minerale wie Pyrochlor, Ägirin oder Nephelin dürften erst durch eine mikroskopische Untersuchung sicher erkennbar sein.

Abb. 3: Grobkörniger Karbonatit (Sövit) von Alnö aus weißem Calcit, braunem Nephelin (laut Etikett) und wenigen dunklen Mineralen. Sammlung der BGR in Berlin-Spandau.
Abb. 4: Rødbergit, ein eisenreicher Karbonatit aus Ankerit, Calcit und Hämatit. Anstehendprobe aus dem Fen-Gebiet. Foto: M. Bräunlich.

In Süddeutschland gibt es ein größeres Karbonatitvorkommen im Kaiserstuhl. Das Gestein ist in mehreren kleinen Steinbrüchen aufgeschlossen und wurde in den 50er-Jahren versuchsweise bergmännisch abgebaut, da es lagenweise Anreicherungen des Nb-haltigen Minerals Pyrochlor (Koppit) enthält.

Abb. 5: Mittelkörniger und glimmerhaltiger Karbonatit (Sövit) aus dem Steinbruch Orberg im Kaiserstuhl. Aufnahme einer frischen Bruchfläche unter Wasser.
Abb. 6: Nahaufnahme einer weiteren Probe vom Orberg. Das Gestein reagiert nur mäßig auf einen Handmagneten. Es dürfte sich also nicht bei allen dunklen und teilweise oktaedrisch ausgebildeten Mineralkörnern um Magnetit handeln, auch Minerale der Spinellgruppe (Magnesioferrit) und/oder Pyrochlor kommen in Frage.

Literatur

Kresten P & Troll VR 2018 The Alnö Carbonatite Complex, Central Sweden – 194 S., Springer International Publishing AG.

Kresten P, Ahmann E & Brunfelt AO 1981 Alkaline ultramafic lamprophyres and associated carbonatite dykes from the Kalix area, northern Sweden. – Geologische Rundschau 70, S. 1215-1231.

Nyström JO 1985 Apatite iron ores of the Kiruna Field, northern Sweden: Magmatic textures and carbonatitic affinity – Geologiska Föreningen i Stockholm Förhandlingar, 107:2, S. 133-141, DOI: 10.1080/11035898509452625

O´Brien H 2015 Mineral Deposits of Finland, Chapter 4.1 – Introduction to Carbonatite Deposits of Finland, S. 291-303, Elsevier.

Ein ausführlicher Artikel zum Thema Karbonatite findet sich auf wikipedia.de und weitere Probenbilder auf mineralienatlas.de.

Jotnischer Sandstein

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

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

Abb. 1: Jotnischer Sandstein mit hellen Entfärbungsflecken, Geschiebe aus der Kiesgrube Hohensaaten, Brandenburg.
Abb. 2: Violetter Jotnischer Sandstein mit gelben Entfärbungsflecken, Geschiebe aus dem ehemaligen Tagebau Cottbus-Nord, Breite 35 cm.
Abb. 3: Jotnischer Sandstein mit Schrägschichtung und gelben Entfärbungsflecken. Im oberen Teil sind tonige Intraklasten („Tongallen“) erkennbar. Geschiebe aus dem ehem. Tagebau Cottbus-Nord, Bildbreite 45 cm.
Abb. 4: Kiesiger Arkose-Sandstein. Der hohe Feldspatgehalt (orangefarbene Körner) ist hier ausnahmsweise mit bloßem Auge erkennbar. Geschiebe aus der Kiesgrube Niederlehme, Brandenburg, Aufnahme unter Wasser.

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

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

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

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

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

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

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

Abb. 6: Jotnischer Sandstein mit Entfärbungsflecken und größeren entfärbten Partien. Findlingslager Steinitz, Tagebau Welzow-Süd, Breite 70 cm.
Abb. 7: Jotnischer Sandstein mit Schrägschichtung (Kreuzschichtung). Die wulstigen Schichtungsphänomene könnten durch Auflast (convolute bedding) oder Entwässerung entstanden sein. Steinitz, Welzow-Süd, Bildbreite 50 cm.
Abb. 8: Heller Sandstein mit Schrägschichtung und kiesigen bis konglomeratischen Lagen. Tagebau Cottbus-Nord, Bildbreite 20 cm.
Abb. 9: Rotsandstein mit fein- und grobkörnigen Lagen, stellenweise mit Kreuzschichtung. Tagebau Jänschwalde, Bildbreite 35 cm.
Abb. 10: Gelb-rotbrauner Sandsteinohne Entfärbungsflecken. Steinitz, Tagebau Welzow-Süd, Breite 60 cm.
Abb. 11: Entfärbungsflecken zeigen manchmal konzentrisch schalige Strukturen (Liesegangsche Ringe). Steinitz, Tagebau Welzow-Süd, Breite 40 cm.
Abb. 12: Gleicher Stein, Detailaufnahme.
Abb. 13: Jotnischer Sandstein mit feinsandigen bis tonigen Intraklasten („Tongallen“). Tagebau Cottbus-Nord, Bildbreite 30 cm.
Abb. 14: Violetter Jotnischer Sandstein mit gelben Entfärbungsflecken und einem feinsandigen bis siltigem Intraklast. Tagebau Jänschwalde, Bildbreite 30 cm.
Abb. 15: Rotsandstein mit großen Milchquarz-Geröllen. Bildbreite 40 cm, Tagebau Cottbus-Nord.
Abb. 16: Helle Trockenrisse in einem violettgrauen Sandstein. Findlingslager Steinitz, Tagebau Welzow-Süd, Breite 110 cm.
Abb. 17: Gebogene Schichtlagen in einem Jotnischen Sandstein. Kiesgrube Hohensaaten, Brandenburg. Breite des Steins 23 cm.

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

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

Trebuser Sandstein

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

Abb. 19: Die Trockenmauern des alten Weinbergs unterhalb vom Restaurant „Seeblick“ in Trebus bestehen fast ausschließlich aus Jotnischem Sandstein.
Abb. 20: Nahaufnahme der Trockenmauer, Bildbreite 70 cm.
Abb. 21: Vereinzelt wurden Geschiebe von Braunem Ostsee-Quarzporphyr oder Aland-Rapakiwis in das Mauerwerk eingearbeitet.
Abb. 22: Konglomeratischer Rotsandstein mit Milchquarzen und Gesteinsfragmenten, Breite 22 cm.

Rotsandstein-Konglomerate und -Brekzien

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

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

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

Abb. 23: Intraformationelle Brekzie von roten Sandsteinklasten in einem hellen Sandstein, unterlagert von massivem roten Sandstein. Strandgeröll von Misdroy (Polen).
Abb. 24: Intraformationelles Konglomerat mit orangeroten und grauvioletten Sandsteinklasten und einer hellen Sandstein-Matrix. Kiesgrube Fresdorfer Heide bei Potsdam.
Abb. 25: Konglomerat mit roter Sandstein-Matrix und Klasten aus Milchquarz, Sandstein und Porphyren. Kiesgrube Penkun (Vorpommern).
Abb. 26: Brekzie mit violetten Sandstein und gelblichen Feinsandstein-Klasten in einer Arkose-Matrix, die teilweise von einem jaspisartigen orangerotem Zement durchsetzt ist. Kiesgrube Ruhlsdorf bei Bernau (Brandenburg).
Abb. 27: Konglomerat mit Sandstein-, Granit-, Porphyr- und Basaltklasten in einer sandigen Matrix, teilweise mit jaspisartigem Zement. Kiesgrube Niederlehme bei Berlin.

Literatur

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

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

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

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

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

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

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

Skarn

Abb. 1: Grobkörniger Skarn aus weißem Kalkspat, transparentem Quarz, grünem Ca-Pyroxen (Diopsid bis Hedenbergit) und hellgrünem Epidot. Anstehendprobe von Sunnerskog in Småland.

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

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

  1. Entstehung von Skarnen
  2. Vorkommen
  3. Skarnvorkommen von Sunnerskog
  4. Skarn als Geschiebe
  5. Literatur
Abb. 2: Nahaufnahme des Gefüges der Probe in Abb. 1.

1. Entstehung von Skarnen

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

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

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

          Hedenbergit + O2 = Andradit + Qz + Magnetit

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

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

2. Vorkommen

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

3. Skarnvorkommen von Sunnerskog

Abb. 3: Grubensohle der Skarngrube Sunnerskog.

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

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

  • von Neubildungen augenscheinlich freie Metasedimente (Abb. 6),
  • quarzitische Metasedimente, mit oder ohne Granat und Pyroxen (Abb. 8),
  • mittelkörnige Skarne aus Calcit, Quarz, rotem Granat, grünem bis schwarzgrünem Pyroxen und hellgrünem Epidot,
  • grobkörnige Skarne aus Pyroxen und/oder Granat (Abb. 12, 15).
  • vom Abstand zum Intrusivkontakt abhängige Mineralzusammensetzungen: Gesteine, die nur roten Granat (proximaler Intrusivkontakt, Abb. 10), beide Minerale (Abb. 15) oder nur grünen Pyroxen (distaler Intrusivkontakt, Abb. 1) enthalten.
Abb. 4: Ausschnitt aus dem geologischen Kartenblatt Vetlanda SV (Quelle: SGU, s. a. PERSSON 1989). Metasedimente der Vetlanda-Formation (hellblau) mit tuffitischen Areniten, Metagrauwacken und Einschaltungen von phyllitischem Glimmerschiefer mit Muskovit und Biotit in unmittelbarer Nähe zu Graniten des OJB (hellbraune Signatur mit schwarzen Punkten).
Abb. 5: Feinkörniges, dem Augenschein nach kaum verändertes sedimentäres Nebengestein (Metasediment). Lediglich eine leichte Grünfärbung weist auf eine niedrig metamorphe oder metasomatische Überprägung hin. Mit verdünnter Salzsäure zeigt sich keine Reaktion.
Abb. 6: Ein häufiger Haldenfund sind quarzitische Kalksilikatgesteine mit scherbiger Bruchfläche. Sie bestehen im Wesentlichen aus Quarz und können geringe Mengen roter und grüner Ca-Silikate (Granat, Pyroxen) enthalten.
Abb. 7: Schnittfläche einer ähnlichen Probe (E. Figaj leg.), Aufnahme unter Wasser. Quarzitisches Gestein mit Bändern von Silikatmineralen: roter Granat, schwarzgrüner Pyroxen und hellgrüner Epidot.
Abb. Abb. 8: Hellgrüner Epidot, dunkelgrüner Pyroxen und etwas roter Granat im Kontakt zu einem feinkörnigen und rötlichen Nebengestein (Metasediment).
Abb. 9: Gebänderter Skarn. Das Gestein besteht im Wesentlichen aus feinkörnigem Calcit, wird von einigen Quarzadern durchzogen und zeigt die für Metasomatite typische Lagentextur. Die hellbraunen und roten Partien enthalten feinkörnige Einlagerungen von Silikatmineralen, z. B. Granat.
Abb. 10: Abb. 10: Gleicher Stein, Nahaufnahme. An der Grenze zwischen Kalkstein und einer Partie aus transparentem Quarz sind farblose und radialstrahlige Kristallnadeln erkennbar, vermutlich Wollastonit. Die Umwandlung von Calciumkarbonat (CaCO3) + SiO2-Phase zu Wollastonit (CaSiO3) + CO2 ist das klassische Beispiel einer kontaktmetamorphen Mineralneubildung. Für seine Bildung sind relativ hohe Temperaturen von etwa 600°C erforderlich.
Abb. 11: Grobkörniger bunter Skarn, Breite 15 cm. Links eine massige Partie aus rotem Granat, auf der rechten Seite runde Aggregate von Granat in Calcit, der durch Einschlüsse von Silikatmineralen hellgrün gefärbt ist. Die feinkörnigen apfelgrünen Beläge sind Epidot.
Abb. 12: Idiomorpher brauner Granat (Grossular) in Calcit.
Abb. 13: Skarn aus grün pigmentiertem Calcit und einem Erzmineral mit metallischem Glanz, wahrscheinlich Chalcosin (wichtigstes Kupfermineral in Sunnerskog).
Abb. 14: Grobkörniger Skarn aus grünem Pyroxen und rotem Granat sowie etwas Quarz und Epidot.
Abb. 15: Pyroxen-Megakristall in einem grobkörnigen Pyroxen-Granat-Skarn. Granat füllt die Zwickel zwischen den großen Pyroxen-Kristallen. Aufnahme unter Wasser.
Abb. 16: Bruchstück eines großen Pyroxen-Einkristalls. Gut erkennbar sind die deutliche Spaltbarkeit und die typischen Spaltwinkel von etwa 90º.

4. Geschiebefunde

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

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

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

Abb. 17: Pyroxen-Skarn aus grobkörnigem grünem Pyroxen und etwas rotem Granat in den Zwickeln (vgl. Abb 15). Fundort: bei Stahnsdorf, leg. Hermann Müller, Slg. Museum Fürstenwalde.
Abb. 18: Nahaufnahme.
Abb. 19: Pyroxen-Skarn, Fundort: Berlin-Buch, H. Müller leg. am 12.09.1935, Geschiebesammlung der FU in Berlin-Lankwitz.
Abb. 20: Pyroxen-Skarn, Fundort Saarmund bei Potsdam, leg. W. Boschann; Sammlung W. Bennhold im Museum Fürstenwalde.
Abb. 21: Nahaufnahme. W. Bennhold notiert: „Silikatische Zone aus Kontakt-(Ur-)Kalk. Quarz + grüner Diopsid + glänzende Körnchen (nicht Magnetit, Titaneisen, Turmalin) + Kalkspat (fein verteilt)“.

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

Abb. 22: Feinkörniger quarzitischer Granat-Pyroxen-Skarn aus der Kiesgrube Penkun (Vorpommern), Bruchfläche.
Abb. 23: Die Nahaufnahme der polierten Schnittfläche zeigt neben Quarz und rotem Granat ein grünes Mineral, vermutlich Pyroxen.

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

Abb. 24: Stark angewitterter Skarn (quarzitischer Granat-Pyroxen-Skarn) mit ausgeprägter Lagentextur, Breite ca. 30 cm.
Abb. 25: Die polierte Schnittfläche zeigt die typische lagenweise Zonierung von Metasomatiten mit Partien mit grünem Diopsid, schwarzgrünem Hedenbergit und rotem Granat.
Abb. 26: Nahaufnahme; wolkige graue Partien bestehen aus Quarz.
Abb. 27: Nahaufnahme. Das Gestein wurde offensichtlich tektonisch überprägt; rechts unterhalb der Bildmitte reflektiert ein größeres grünes und gestreiftes Kristallaggregat (Diopsid?) das einfallende Licht.
Abb. 28: Aus einem Geschiebeblock stammt ein grobkristallines Gestein, das wahrscheinlich aus einem Skarn-Vorkommen stammt. Es besteht aus dunkelgrünem Hedenbergit, hellgrünem Diopsid, weißem Skapolith, und bronze-metallischem Magnetkies (det. F. Mädler 1985). Fundort: Tagebau Jänschwalde, Rinne Gosda Klinge; leg. K. Baumann, R. Kloß; Geschiebesammlung im Museum Fürstenwalde.
Abb. 29: Nahaufnahme
Abb. 30: Als „Skapolithfels“ bezeichnetes Geschiebe vom Molkenberg bei Fürstenwalde, leg. 1927 W. Bennhold. Sammlung Bennhold, Museum Fürstenwalde.

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

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

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

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

Abb. 32: Skarn? Geschiebe mit polierter Schnittfläche, Kiesgrube Schweinrich (N-Brandenburg), leg. F. Wilcke.
Abb. 33: Nahaufnahme.

5. Literatur

science.smith.edu

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

BÖSE M & EHMKE G 1996 Geotope und ihre Unterschutzstellung in Berlin – Brandenburgische Geowissenschaftliche Blätter 3 (1): 155-159, 2 Tab., Kleinmachnow.

DAMMAN A H & KIEFT C 1990 W-Mo polymetallic mineralization and associated calc- silicate assemblages in the Gasborn area, West Bergslagen, central Sweden – Can. Mineralogist 28, S. 17-36.

EINAUDI M T & BURT D M 1982 A Special Issue Devoted to Skarn Deposits – Introduction Terminology, Classification, and Composition of Skarn Deposits. – Economic Geology. V77/4, Society of Economic Geologists, 1982.

GEIJER P & MAGNUSSON N H 1952 The iron ores of Sweden: International Geological Congress, 19th Algiers 1952, v. 2, S. 477-499.

MEINERT L D 1992 Skarns and skarn deposits – Geoscience Canada 19, S. 145-162.

PERSSON L 1989 Beskrivning till berggrundskartorna 1 : 50000 – Vetlanda SV och SO – Sveriges Geologiska Undersökning (Af) 170+171: 130 S., Uppsala.

RIES G 2005 Ein Cer-Orthit-haltiger Quarzit als Geschiebe – Geschiebekunde aktuell 21 (1): 29-30, 2 Abb., 1 Tab., Hamburg / Greifswald.

TÖRNEBOHM A E 1875 Geognostisk beskrifning öfver Persbergets grufvefält –
SGU C 14.

WIMMENAUER W 1985 Petrographie magmatischer und metamorpher Gesteine; 297 Abb., 106 Tab., Enke-Verlag, Stuttgart.

Vislanda-Granit

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

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

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

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

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

Abb. 2: Nahaufnahme der trockenen Bruchfläche mit reichlich zuckerkörnigem Quarz.
Abb. 3: Nahaufnahme der angefeuchteten Bruchfläche. Auch der rote Alkalifeldspat ist kräftig deformiert und zeigt undeutliche Korngrenzen.
Abb. 4: Aufnahme unter Wasser. Quarz und Feldspat lassen keine Einregelung erkennen. Lediglich die wenigen dunklen Glimmerminerale besitzen eine Vorzugsrichtung.
Abb. 5: Nahaufnahme unter Wasser: die Quarze besitzen eine schwach bläuliche Farbe, helle Feldspatkörner sind Plagioklas.

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

Abb. 6: Småland-Granit vom Växjö-Typ („Tuna-Granit“) mit Blauquarz, anteilig mit zuckerkörnigem Quarz (Steinbruch 210, westlich von Påskallavik).
Abb. 7: Gleicher Stein, Aufnahme unter Wasser.
Abb. 8: Gleicher Stein, Nahaufnahme der nassen Bruchfläche.
Abb. 9: Vislanda-Granit, Geschiebefund eines hellen Alkalifeldspat-Granits mit reichlich zuckerkörnigem Quarz und wenig dunklen Mineralen (Kiesgrube Tegel, Berlin; A. P. Meyer leg. und det.).

Literatur

Bruun Å, Kornfält K-A, Sundberg A. Wik N-G, Wikman H, Wikström A 2005 Beskrivning till regional berggrundskarta över Kalmar län – SGU Ba 66, 50 S., Sveriges Geologiska Undersökning (SGU), Uppsala.

Hesemann J 1975 Kristalline Geschiebe der nordischen Vereisungen – GLA Nordrhein-Westfalen.

Zandstra J G 1988 Noordelijke Kristallijne Gidsgesteenten ; Een beschrijving van ruim tweehonderd gesteentetypen (zwerfstenen) uit Fennoscandinavië – XIII+469 S., 118 Abb., 51 Zeichnungen, XXXII farbige Abb., 43 Tab., 1 sep. Kte., Leiden etc. (Brill).

„Bottnischer“ Gneisgranit

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

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

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

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

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

Abb. 3: Gleicher Stein, Aufnahme unter Wasser.
Abb. 4: Gleicher Stein, frische Bruchfläche.
Abb. 5: Die Nahaufnahme der frischen Bruchfläche zeigt glitzernde Kristallmassen aus zerdrücktem („zuckerkörnigem“) Quarz.
Abb. 6: Ein weiterer Fund dieses Geschiebetyps mit frischer Bruchfläche aus der Kiesgrube Niederlehme bei Berlin.

Aplite

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

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

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

Abb. 2: Hellroter Aplit mit großen Hellglimmer-Xenokristallen (Findlingshalde Steinitz, Niederlausitz).
Abb. 3: Nahaufnahme vom gleichen Stein.

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

Götemar-Aplit

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

Abb. 4: Götemar-Aplit mit großen Xenokristallen von Feldspat und Quarz; Straßenaufschluss unmittelbar südlich des Götemar-Plutons (57.45053, 16.63260).
Abb. 5: Nahaufnahme des gleichen Steins. Die großen Alkalifeldspat-Einsprenglinge mit perthitischer Entmischung und die abgerundeten, dunklen und zonierten Quarze stammen aus dem Pegmatit. Rechts unten im Bild etwas Pyrit mit bunten Anlauffarben, am rechten oberen Bildrand die Grenze zum Diabas-Gang.

Rapakiwi-Aplite und Porphyraplite

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

Abb. 6: Grenze eines Åland-Granitporphyrs („Ringquarzporphyr“) zu einem feinkörnigen Aplit. Geschiebe aus der Kiesgrube Hoppegarten bei Müncheberg (Brandenburg).
Abb. 7: Rapakiwi-Aplitgranit aus der Kiesgrube Damsdorf/Bochow bei Lehnin (Brandenburg).
Abb. 8: Eine Nahaufnahme des Gefüges zeigt deutlich die zwei Generationen von Quarz und Feldspat.
Abb. 9: Porphyraplit. Kleinkörnige und aplitische Grundmasse aus Alkalifeldspat und Quarz mit Einsprenglingen von gerundeten Quarzkörnern, grünem Plagioklas und größeren hellen Feldspat-Ovoiden mit schmalem Plagioklas-Saum. Strandgeröll von Hökholz bei Eckernförde.

Amethyst

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

1. Amethyst als nordisches Glazialgeschiebe

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

Abb. 1: Geschiebe eines Porphyrs mit Amethystgängchen aus dem nördlichen Småland, Breite ca. 30 cm.
Abb. 2: Abschlag aus dem gleichen Block, Breite etwa 12 cm. Der braune Porphyr vom „Småland-Typ“ ist von zahlreichen Klüften durchzogen, die beim Zerbrechen des Gesteins entstanden (tektonische Brekzie). In die größeren Klüfte drangen hydrothermale Lösungen ein, aus denen zuerst Milchquarz, dann Amethyst kristallisierte.
Abb. 3: Aufnahme eines Handstücks unter Wasser. Der durchlaufende Amethystgang zeigt eine Zonierung: am Rand ist der Amethyst tief violett, zur Gangmitte etwas blasser getönt. Weiterhin sind Fragmente älterer Gänge sowie zahlreiche Milchquarzadern zu erkennen. Das Gestein ähnelt den als „Trümmerkristallquarz“ bezeichneten Brekzien aus dem Osterzgebirge, die als Beimengung („südliches Geröll“) zu nordischen Geschieben in interglazialen Ablagerungen der Elbe und Mulde zu finden sind (s. u.).
Abb. 4: Frische Bruchfläche eines weiteren Abschlags, Aufnahme unter Wasser.
Abb. 5: Polierte Schnittfläche
Abb. 6: Nahaufnahme
Abb. 7: Tektonische Brekzie mit Amethyst, polierte Schnittfläche eines Geschiebes aus der Kiesgrube Schweinitz (Slg. F. Wilcke, Wittstock).
Abb. 8: Nahaufnahme.

2. Amethyst in den Ablagerungen des Baltischen Urstroms

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

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

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

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

Abb. 9: Rekonstruierter Verlauf des Baltischen Urstroms (Quelle: wikipedia.de, Autor: PalaeoMal/ Tom Meijer).

3. Amethyst als südliches Geröll

Elbe und Mulde transportierten zu verschiedenen Zeiten, insbesondere in den Interglazialen, Gesteine aus ihrem südlichen Einzugsgebiet nach Norden. Zu diesen „südlichen Geröllen“ gehören u. a. amethystführende Gesteine aus dem Ost- und Mittelerzgebirge. Die Flussablagerungen wurden durch nachfolgende Inlandvereisungen mit glazialen Sedimenten bzw. nordischen Geschieben vermengt und umgelagert. In solchen gemischten Geschiebe-/Geröllablagerungen sind lose Amethyste mit Zonarbau oder amethystführende tektonische Brekzien manchmal keine Seltenheit. Einige dieser Gesteine sind so charakteristisch, dass man ihre Herkunft auf ein eng begrenztes Gebiet im Osterzgebirge zurückführen kann („Leitgerölle“, Abb. 12-15; s. a. Torbohm 2019).

Abb. 10: Elbgeröll eines Amethysts mit Zonarbau aus Ablagerungen des pliozänen Senftenberger Elbelaufs (Kiesgrube Saalhausen in Brandenburg, St. Schneider leg.).
Abb. 11: Amethystgeröll in einem verkieselten Sandstein (sog. „Tertiär-Quarzit“). Der Sandstein ist ein Geröll des mittelpleistozänen Berliner Elbelaufs und stammt aus der Kiesgrube Fresdorfer Heide bei Potsdam (G. Engelhardt leg.).
Abb. 12: Schnittfläche eines Amethyst-Jaspis-Gesteins, Geröll aus dem Berliner Elbelauf (Kiesgrube Fresdorfer Heide, Slg. G. Engelhardt). Die untere Hälfte zeigt eine feine Bandtextur aus Quarz, Amethyst und rotbraunem bis gelbem Hornstein. Genieser 1955 bezeichnet diesen erzgebirgischen Gerölltyp als „Amethyst mit Karneol- und Jaspisbändern“.
Abb. 13: Typisch osterzgebirgische Paragenese, eine tektonische Gangbrekzie mit Amethyst und feinem Bandachat („Trümmerkristallquarz“). Polierte Schnittfläche eines Fundes aus der Kiesgrube Horstfelde südlich von Berlin (D. Lüttich leg.).
Abb. 14: Gleicher Stein, Nahaufnahme. Hellbrauner Bandachat durchzieht kristallinen Quarz und Amethyst.
Abb. 15: Osterzgebirgische „Kristallquarzbrekzie“ mit Amethyst, gelbem Hornstein (Jaspis) und braunen Gesteinsfragmenten. Geröll der Mulde aus der Kiesgrube Löbnitz in Sachsen, östlich von Bitterfeld.

Literatur

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

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

Hacht U Von & Lierl H-J 1985 Amethyste und Bergkristalle als Geschiebe im nordischen Vereisungsgebiet – KLUG H (Hrsg.) Schriften des Naturwissenschaftlichen Vereins für Schleswig-Holstein 55: 81-95, 4 Taf., 1 Abb., Kiel (Lipsius & Tischer). [Geschiebekunde aktuell 2 (4): S. 75, 1986; TROPPENZ, Hamburg.]

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

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

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

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

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