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.).
Kullaite vom Kullaberg in SW-Schweden. Strandgerölle vom Anstehenden, Aufnahme unter Wasser.
Eine Reihe älterer Artikel zu geschiebekundlichen Themen sowie Exkursionsberichte habe ich unter einer anderen Domain publiziert. Eine Revision ist in Arbeit. Bis es soweit ist, sind die Beiträge nun auch von dieser Seite aus erreichbar.
Abb. 1: Epidotisierte kataklastische Brekzie („Unakit“) aus feinkörnigem und hellgrünem Epidot, rotem Alkalifeldspat und hellgrauem Quarz. Nass fotografiert, Geschiebe aus der Kiesgrube Horstfelde bei Berlin.
Bunte und kontrastreiche kataklastische Brekzien aus leuchtend rotem Alkalifeldspat, hellgrünem Epidot und hellem Quarz werden gelegentlich als Unakit bezeichnet (Abb. 1). LE MAITRE et al 2004 weisen Unakit als Lokalnamen für eine Granitvarietät aus, die beträchliche Mengen an Epidot enthält. Die Erstbeschreibung durch BRADLEY 1874: 519 bezieht sich auf Epidot-Orthoklas-Pegmatite aus der Unaka-Kette (North Carolina/USA), in denen eine Epidotisierung durch Kataklase und Hydrometamorphose stattfand (vgl. auch TRÖGER 1935: 70). In den USA ist Unakit ein Handelname für grobkörnige epidotisierte und meist kataklastische Granite aus rotem Feldspat, grauem Quarz und grünem Epidot (vgl. Abschnitt „epidotisierte Plutonite“).
Nach RUDOLPH 2017: 206 sind Unakite „tektonisch zerbrochene Granite, deren Bruchspalten mit Epidot ausgefüllt wurden“. Dies entspricht im Wesentlichen der Beschreibung in WIMMENAUER 1984, die Unakite als durch tektonische Einwirkung intensiv zerscherte und epidotisierte Gesteine mit granitischer Zusammensetzung bezeichnet, was u. U. auch feinkörnige Kataklasite bzw. tektonische Brekzien einschließt, sich aber von der Erstbeschreibung zunehmend entfernt.
Metasomatisch veränderte Plutonite aus weißem Feldspat (Albit), rotem Epidot und grünem Chlorit wurden früher ebenfalls als Unakite, später als Helsinkite bezeichnet (z. B. WILKMAN 1927), wobei noch eine Unterscheidung zwischen „finnischem“ „schwedischem“ Helsinkit (Gesteine aus rotem Alkalifeldspat, etwas Quarz und viel Epidot) vorgenommen wurde. Als dies sind mittlerweile veraltete und teilweise verwirrende Bezeichnungen. Bei der Bestimmung von Geschieben sollte der handliche Begriff „Unakit“ durch eine längere Bezeichnung ersetzt werden, die aussagt, was man tatsächlich auch sieht, z. B. „epidotisierte kataklastische Brekzie“ oder „epidotisierter“ bzw. „saussuritisierter Granit“.
Abb. 2: Mit hellgrünem Epidot gefüllte Risse in einem feinkörnigen quarzitischem Gneis. Der zusammenhängende Gesteinsverband ist noch klar erkennbar. Kiesgrube Hohensaaten, Aufnahme unter Wasser.
Das für das Farbspiel solcher Gesteine verantwortliche Mineral Epidot entsteht bei der hydrothermalen Zersetzung von calciumreichen Plagioklas. Es besitzt eine hohe Mobilität in hydrothermalen Fluiden und scheidet sich gerne, zusammen mit anderen Alterationsprodukten, in Form feinkörniger und intensiv gelb- bis apfelgrün gefärbter Partien in Rissen und Klüften ab (Abb. 2). Der Anteil an Epidot in kataklastischen Gesteinen (Brekzien, Plutonite) ist variabel, abhängig vom Grad der bei der Zerscherung entstandenen Risse und Klüfte.
Abb. 3: Kataklastische Brekzie; mit hellgrünem Epidot gefüllte, teilweise gegeneinander verstellte Risse wurden von annähernd senkrechten, mit Quarz gefüllten Rissen durchschlagen. Kiesgrube Niederlehme, Breite 20 cm.
Epidotit – Epidosit
Epidotit ist ein massiges und feinkörniges Gestein, das fast vollständig aus Epidot besteht und in Gestalt kleiner Gänge und Linsen in Klüften des Grundgebirges vorkommt (VINX 2016). Nach FETTES & DESMONS 2007 ist der Name Epidosit veraltet, monomineralische Bildungen können als Epidotit bezeichnet werden. In der Regel hat man es bei solchen Gesteinen allerdings mit einem Mineralgemisch zu tun.
Abb. 4: „Epidotit“, ein weitgehend aus Epidot bestehendes Gestein. Geschiebe aus einer Kiesgrube bei Flen (Sörmland/Schweden), nass fotografiert.Abb. 6: Verfalteter Metabasit (Amphibolit) mit hellgrünen und massigen Ansammlungen aus feinkörnigem Epidot (=Epidotit). Anstehender Felsen im Dorf Snörom bei Kolmården (Östergötland/Schweden), Bildbreite etwa 3 m.
Literatur
BRADLEY F H 1874 Communication: On unakyte, an epidote rock from the Unaka range, on the borders of Tennessee and North Carolina – American Journal of Science. New Haven. Vol.7, 3rd Ser., S. 519–520.
FETTES D & DESMONS J 2007 Metamorphic Rocks: A Classification and Glossary of Terms. Recommendations of the International Union of Geological Sciences Subcommission on the Systematics of Metamorphic Rocks – 258 S., Cambridge University Press, Cambridge 2007, ISBN 0521868106.
HALLING J 2015 Inventering av sprickmineraliseringar i en del av Sorgenfrei-Tornquistzonen, Dalby stenbrott, Skåne – Examensarbeten i geologi vid Lunds universitet, kandidatarbete, nr 448, 38 S. Geologiska institutionen Lunds universitet 2015.
LEMAITRE et al 2004 Igneous Rocks: A Classification and Glossary of Terms. Edited by R. W. Le Maitre and A. Streckeisen and B. Zanettin and M. J. Le Bas and B. Bonin and P. Bateman – 252 S., Cambridge University Press, ISBN 0521619483.
RUDOLPH F 2017 Das große Buch der Strandsteine; Die 300 häufigsten Steine an Nord- und Ostsee – 300 S., zahlr. farb. Abb., Neumünster (Wachholtz Murmann Publishers), Sörmland-Gneis 42 + 43 + 194.
TRÖGER E 1935 Spezielle Petrographie der Eruptivgesteine – Unveränderter Nachdruck 1969, Verlag der Deutschen Mineralogischen Gesellschaft.
VINX R 2016 Steine an deutschen Küsten. Finden und bestimmen.- S. 249, Quelle & Meyer.
WILKMAN WW 1927 Über Unakite in Mittelfinnland – Fennia 50, Festband Sederholm, 1927.
WIMMENAUER W 1985 Petrographie magmatischer und metamorpher Gesteine; 297 Abb., 106 Tab., Enke-Verlag, Stuttgart.
Das Loftahammar-Granitmassiv nimmt ein größeres Gebiet im äußersten Nordosten Smålands ein. Die Gesteine stiegen während der svekofennischen Orogenese vor etwa 1,85 Ga als plutonische Körper auf und wurden an einer breiten Scherzone teilweise mylonitisiert. Sie sind etwas älter als die weitgehend undeformierten Granite des Transskandinavischen Magmatitgürtels (TIB), die sich südlich und westlich vom Loftahammar-Gebiet anschließen (s. Abb. 5 im Exkursionsbericht Västervik-Gebiet).
Abb. 1: Loftahammar-Augengneis mit augenförmigen Porphyroklasten aus orangefarbenem Alkalifeldspat, Aufnahme unter Wasser. Anstehendprobe vom Bjursundsvägen, westlich von Loftahammar (57.90857, 16.65788), leg. T. Langmann.Abb. 2: Nahaufnahme des Gefüges.
Der Loftahammar-Augengneis besitzt eine granitische Zusammensetzung und besteht aus großen und augenförmigen Feldspat-Aggregaten, die von einer feinkörnigen Grundmasse aus granuliertem und hellgrauem Quarz, Feldspat sowie Glimmer wellenförmig „umflossen“ werden. Einzelne grünlich-braune Körner eines zweiten Feldspats (Plagioklas) sind in den Zwischenräumen erkennbar.
Das mylonitische Gefüge ist auf eine duktile Deformation des Gesteins in einer Scherzone zurückzuführen. Dabei wurden die Mineralbestandteile des granitischen Gesteins einerseits zerdrückt – erkennbar an den fein granulierten Mineralkörnern und der Foliation der dunklen Glimmerminerale in der Matrix. Andererseits wuchsen während der Mylonitisierung durch Umkristallisation im festen Zustand größere Feldspäte (sog. Porphyroklasten) heran, die durch anhaltende Einwirkung von gerichtetem Druck augen- bis linsenförmige Konturen annahmen. Mylonite sind durch eben solche beträchtlichen Korngrößenunterschiede zwischen Grundmasse und Feldspat-Porphyroklasten gekennzeichnet.
Abb. 3: Loftahammar-Gneisgranit, anstehend am Bergholmsfjärden, westlich von Loftahammar. Bildbreite 60 cm. Foto: T. Langmann.
Durch stärkere tektonische Beanspruchung geht die Augengneis-Textur (unterer Bildteil) in eine flaserige Textur über (Flasergneis, Bildmitte). Hier wurden die Feldspataugen stärker deformiert und in die Länge gezogen (vgl. auch Abb. 11). Einige Pegmatitadern durchziehen das Gestein und wurden ebenfalls deformiert.
Abb. 4: Gleicher Aufschluss, Bildbreite 26 cm.Abb. 5: Roter Loftahammar-Augengneis, Aufnahme unter Wasser. Anstehendprobe vom Bjursundsvägen, ca. 5 km westlich von Loftahammar (57.92017, 16.61299), leg. T. Langmann.Abb. 6: Augengneis aus dem Loftahammar-Gebiet mit abweichendem Erscheinungsbild. Straßenaufschluss an der R35, ca. 7 km nördlich von Gamleby (57.95644, 16.37419).
Die Loftahammar-Granitoide kommen im Västervik-Gebiet gehäuft als Nahgeschiebe vor, das Anstehende liegt nur wenige Kilometer weiter nördlich. Bemerkenswert sind Varianten von orangefarbenen Augengneisen mit einzelnen größeren Aggregaten von grauweißem Plagioklas, der von dunklen Mineralen durchsetzt ist. Einzelne augenförmige Alkalifeldspäte werden von einem hellen Plagioklas-Saum umgeben (Abb. 7, 8).
Abb. 7: Nahgeschiebe am Hafen von Västervik.Abb. 8: Nahgeschiebe von einem fossilen Strandwall SE von Västervik (etwa 57.718765, 16.671451). Breite des Steins 15 cm.
Als Nahgeschiebe finden sich nicht selten auch orangefarbene und nur wenig deformierte Granite mit Blauquarz und Plagioklas-Säumen um die Alkalifeldspäte (Abb. 9, 10). Ob es sich um Gesteine aus dem Loftahammar-Massiv oder TIB-Granite handelt, ist bislang unklar.
Abb. 9: Granitgeschiebe am Campingplatz Gamleby.Abb.10: Gleicher Stein, nasse Oberfläche.
Leitgeschiebe?
Einige Autoren sehen den „Loftahammar-Gneisgranit“ als Leitgeschiebe an (HESEMANN 1975, ZANDSTRA 1988, 1999, VINX 2016). Dabei ist zu bedenken, dass ähnlich ausgebildete Gneisgranite z. B. auch innerhalb der Mylonitzone in Westschweden oder in kleineren mylonitisierten Scherzonen des Grundgebirges zu erwarten sind (s. Abb. 17). Eine Häufung des Loftahammar-Typs lässt sich mitunter in Geschiebegemeinschaften mit viel Material aus NE-Smaland beobachten, z. B. weichelzeitlichen Ablagerungen in Brandenburg, in denen westschwedische Gesteine nur sehr vereinzelt auftreten. An weiter westlich gelegenen Fundlokalitäten, z. B. an der westlichen Ostsee, ist eher mit Anteilen westschwedischer Geschiebe zu rechnen.
Die Beschreibungen des Loftahammar-Gneisgranits variieren in der Geschiebeliteratur. Dies ist kaum verwunderlich, da sich innerhalb des Massivs verschiedene Ausprägungen von Granitoiden finden (siehe weitere Anstehendproben auf skan-kristallin.de). Welche Varianten letztendlich als Leitgeschiebe geeignet sind, lässt sich nur bedingt überprüfen. Zumindest die plagioklasführenden orangefarbenen Varianten in Abb. 7 und 8 sind auffällige und u. U. für das Loftahammar-Gebiet charakteristische Gesteine.
ZANDSTRA 1988 unterscheidet einen roten, feldspatreichen und einen dunklen, mafitreichen Typ. Die mafitreiche Variante kann rote Feldspat-Porphyroklasten bis 7 cm Länge enthalten, die durch anhaltende Mylonitisierung sehr lang gestreckt wurden (Abb. 11). Eine fein- bis mittelkörnige Zwischenmasse legt sich wellenförmig um die großen Feldspäte (fluidale Textur) und besteht im Wesentlichen aus granuliertem Quarz (hellgrau bis zuckerkörnig weiß) und dunklen Mineralen (überwiegend Biotit). Auch Varianten mit wenig dunklen Mineralen sind bekannt (Abb. 3).
Plagioklas bildet einzelne kleinere Körner von hellgrauer bis grünlich-brauner Farbe, kann aber auch vollständig fehlen. ZANDSTRA 1988 und HESEMANN 1975 weisen auf das Vorhandensein von dünnen, grauen, meist unvollständigen Plagioklashüllen um viele der Alkalifeldspat-Porphyroklasten hin. Auch die Porphyroklasten enthalten hellgraue Plagioklas-Stückchen. An Akzessorien treten gelegentlich violetter Flussspat sowie Magnetit auf.
Abb. 11: Loftahammar-Gneisgranit, Geschiebe von der Insel Poel mit lang gestreckten Feldspat-Porphyroklasten, Bildbreite 34 cm.Abb. 12: Orangefarbener mylonitischer Augengneis mit wenig dunklen Mineralen. Großgeschiebe auf dem Findingsdepot Steinitz am Tagebau Welzow-Süd (Niederlausitz).Abb. 13: Roter mylonitischer Augengneis mit hellgrauen Plagioklas-Aggregaten sowie einzelnen Plagioklas-Säumen um die Porphyroklasten. Kiesgrube Penkun, Vorpommern.Abb. 14: Biotitreicher mylonitischer Augengneis, Kiesgrube Götschendorf (Brandenburg).Abb. 15: Augenmylonit mit orangefarbenen Alkalifeldspäten, teilweise mit hellem Plagioklas-Saum. Nasse Schnittfläche eines Geschiebes aus der Kiesgrube Schweinrich (Brandenburg), Slg. F. Wilcke (Wittstock).Abb. 16: Nahaufnahme.
Ganz ähnliche Augenmylonite wie im Loftahammar-Gebiet – auch mit orangefarbenem Alkalifeldspat und weißem Plagioklas – kommen z. B. in Dalsland (Westschweden) vor. Das folgende Nahgeschiebe, ein Kroppefjäll-Augenmylonit, stammt aus der Kiesgrube Holma in Bohuslän (58.505050, 11.476230) und ist ebenfalls kein Leitgeschiebe (Beschreibung in HESEMANN 1975: 51; s. weitere Augenmylonite aus diesem Gebiet auf skan-kristallin.de).
Abb. 17: Kroppefjäll-Augenmylonit, polierte Schnittfläche, Nahgeschiebe aus der Kiesgrube Holma in Bohuslän (Slg. T. Bückner).Abb. 18: Nahaufnahme.
Kallberget- und Heden-Porphyr stammen aus dem südwestlichen Teil des Porphyrgebietes in Dalarna. Eine Reihe von Merkmalen qualifiziert den Heden-Porphyr als Leitgeschiebe, allerdings gehört er zu den eher seltenen Geschiebefunden.
Abb. 1: Heden-Porphyr, Geschiebe aus der Kiesgrube Waltersdorf bei Berlin.Abb. 2: Nahaufnahme: mäßig viele gelbe und rotgraue Feldspat-Einsprenglinge, teils zoniert oder mit Spuren magmatischer Korrosion.
Die rotbraune bis rotviolette Grundmasse des Heden-Porphyrs ist feinkörnig, nicht dicht: mit der Lupe lassen sich einzelne Körner unterscheiden. Das Gestein enthält mäßig viele Feldspat-Einsprenglinge (30-35%), in der Hauptsache weiße bis gelbliche sowie graue bis rötlichgraue Alkalifeldspäte von 2-15 mm Größe. Quarz-Einsprenglinge fehlen.
Die meisten Alkalifeldspäte sind heller als die Grundmasse. Ihre Korngröße ist variabel, die größten von ihnen erreichen eine Länge von 10-15 mm. Neben weißen bis gelblichen Feldspäten finden sich auch solche mit einem andersfarbigen Kern, entweder grau oder rot und von gleicher Farbe wie die Grundmasse. Spuren einer magmatischen Korrosion sind häufig in Gestalt „angefressener“ oder skelettartiger Feldspäte zu beobachten. Neben mehr oder weniger rechteckigen Alkalifeldspäten finden sich auch solche mit charakteristischen Anschnitten, die durch ihre einspringenden Winkel auffallen und vereinzelt sogar rhombenförmige Umrisse aufweisen (Abb. 4, 9, 12). Diese Verzwilligung von Alkalifeldspat ist in den Dala-Porphyren ansonsten nicht üblich. Anhand der körnigen Grundmasse, der geringeren Einsprenglingsdichte und der Verzwilligung von Alkalifeldspat-Einsprenglingen ist das Gestein von den einsprenglingsreichen Dala-Porphyren unterscheidbar.
Plagioklas ist kaum von Alkalifeldspat unterscheidbar und in bedeutend geringerer Menge enthalten (3-10%). Er kommt in kleineren weißen oder graugrünen bis graugelben Körnern von 2-20 mm Länge vor. Dunkle Minerale finden sich nur untergeordnet, sowohl Biotit-Aggregate von 2-4 mm, als auch einige nadelförmige Hornblenden. Mit einem Handmagneten ist häufig etwas Magnetit nachweisbar.
Abb. 3: Heden-Porphyr, polierte Schnittfläche; Geschiebe aus der Kiesgrube Steinfeld bei Neustrelitz (Brandenburg).Abb. 4: Nahaufnahme. In der Vergrößerung ist die körnige Ausbildung der Grundmasse erkennbar. 1 – Alkalifeldspäte mit einspringenden Winkeln, teilweise rhombenförmig; 2 -magmatisch korrodierte rötliche Einsprenglinge; 3 – Plagioklas; 4 – Amphibol in nadeliger Ausbildung. Abbildung ohne Beschriftung.Abb. 5: Heden-Porphyr, Strandgeröll von Hohenfelde (Schleswig-Holstein), Aufnahme unter Wasser.Abb. 6: Gleicher Stein, Nahaufnahme.Abb. 7: Heden-Porphyr mit Alkalifeldspat-Einsprenglingen, die durch ihre rhombenförmige Ausbildung auf den ersten Blick an einen Rhombenporphyr erinnern. Kiesgrube Kröte/Waddeweitz, Wendland, Niedersachsen.Abb. 8: Heden-Porphyr, Kiesgrube Niederlehme bei Berlin. Breite des Steins 16 cm.Abb. 9: Heden-Porphyr, Kiesgrube Glöwen bei Havelberg.Abb. 10: Heden-Porphyr, Kiesgrube Althüttendorf, Breite 14 cm.Abb. 11: Heden-Porphyr, Kiesgrube Horstfelde bei Berlin, Aufnahme unter Wasser.Abb. 12: Nahaufnahme.
Literatur
HJELMQVIST S 1982 The Porphyries of Dalarna, Central Sweden, Uppsala 1982, SGU Serie C Nr. 782.
SMED P & EHLERS 2002 Steine aus dem Norden – Bornträger-Verlag Stuttgart, 1. Auflage 1994, 2. Auflage 2002.
ZANDSTRA J G 1999 Platenatlas van noordelijke kristallijne gidsgesteenten, Foto’s in kleur met toelichting van gesteentetypen van Fennoscandinavië – XII+412 S., 272+12 unnum. Farb-Taf., 31 S/W-Abb., 5 Tab., Leiden (Backhuys). [Beschreibung des Heden-Porphyrs in ZANDSTRA 1988 irreführend].
Abb. 1: Rhombenporphyr-Geschiebe aus Nordjütland, Slg. E. Figaj. Bildbreite ca. 40 cm.
Der Rhombenporphyr, das wohl bekannteste kristalline Leitgeschiebe, ist für jedermann leicht erkennbar. Als Rhombenporphyr wird in der Geschiebekunde eine Reihe von Vulkanit-Geschieben mit gemeinsamen Eigenschaften bezeichnet: in einer feinkörnigen Grundmasse finden sich mindestens einige Feldspat-Einsprenglinge, die längliche und bootsförmige („rhombenförmige“) Anschnitte aufweisen. Die Farbe der Grundmasse sowie Anzahl und Größe der Feldspat-Einsprenglinge ist variabel. Das Heimatgebiet der Rhombenporphyr-Geschiebe liegt im Oslograben in Süd-Norwegen, Vulkanite mit diesem Gefüge kommen nur dort vor. Die Bezeichnung geht auf Leopold von Buch zurück, der die Gesteine des Oslogebiets während seiner Norwegenreise 1806-1806 studierte (MEYER 2010, BUCH 1810).
Abb. 2: Rhombenporphyr, Nordjütland, Slg. E. Figaj.
Die ausgedehnten Areale mit Rhombenporphyr-Vulkaniten im Oslo-Gebiet sind an die Entstehung eines Grabenbruchs vor etwa 280 Millionen Jahren gebunden (Oslo-Rift). Zur Zeit des Perm kam es in Folge von Dehnung der Erdkruste und Grabenbildung zum Aufstieg magmatischer Schmelzen. In mehreren Phasen intensiver vulkanischer Aktivität wurden zahlreiche Lavadecken abgelagert, darunter die Rhombenporphyre. Diese nehmen große Flächen im Südwesten (Vestfold) und im Norden (Krogskogen) des Oslogebietes ein, neben weiteren kleineren Vorkommen. Mit dem Magmatismus des Oslograbens verbinden sich weitere intrusive und effusive Gesteine, wie Larvikit, Tönsbergit, Ekerit, Oslo-Basalt, Foyait oder Nordmarkit. Einige von ihnen eignen sich ebenfalls als Leitgeschiebe. Die Vorkommen aus Vulkaniten und Plutoniten setzen sich in südwestlicher Richtung unter Wasser, am Boden von Oslofjord und Skargerrak fort.
Außerhalb des Oslogebietes, aber damit genetisch verbunden, stehen intrusive Rhombenporphyre in einem Gangsystem entlang der Küste von Bohuslän in West-Schweden an. Dieses Gebiet kommt ebenfalls als Lieferant von Rhombenporphyr-Geschieben in Frage, allerdings besitzen die Gänge eine vergleichsweise geringe Ausdehnung. Wie die Gesteine von dort aussehen, zeigt ein Artikel auf kristallin.de.
QUENSEL 1918 beschreibt ein kleines Vorkommen von tektonisch deformierten Rhombenporphyren aus dem Kebnekaise-Gebiet in Lappland. Ob aus diesem sehr weit nördlich gelegenen Gebiet Rhombenporphyr-Geschiebe nach Norddeutschland gelangten (und von den Rhombenporphyren des Oslo-Gebiets unterscheidbar sind), ist zweifelhaft. Zu erwähnen sind weitere Geschiebetypen, in denen rhombenförmige Feldspat-Einsprenglinge vorkommen (s. Abschnitt 2).
Abb. 3: Rhombenporphyr, polierte Schnittfläche. Geschiebe von Hohenfelde, Schleswig-Holstein.Abb. 4: Nahaufnahme. Neben den rhombenförmigen Anschnitten einiger Feldspat-Einsprenglinge erkennt man mit Sekundärmineralen (u. a. Calcit und Epidot) verfüllte ehemalige Blasenhohlräume (Mandeln).
2. Petrographische Beschreibung
Bestimmendes Merkmal der Rhombenporphyre sind die länglichen, manchmal spitz zulaufenden rauten- oder bootsförmigen Anschnitte der Feldspat-Einsprenglinge. Dies betrifft nahezu alle, wenigstens aber einzelne Einsprenglinge innerhalb eines Geschiebes. Diese Eigenschaft der Feldspäte ist auf ihre besondere Kristallform zurückzuführen, verbunden mit ihrer Zusammensetzung. Dabei handelt es sich um Mischkristalle aus Na-K-Ca-Feldspat (sog. ternärer Feldspat, z. B. Anorthoklas). Im Unterschied zu „gewöhnlichen“ Magmatiten mit weitgehend getrennt voneinander kristallisierten Feldspatkomponenten Plagioklas (Na-Ca-Feldspat) und Kalifeldspat erfordert die Bildung von Anorthoklas ein sehr heißes sowie K- und Na-reiches Magma.
Die Feldspat-Einsprenglinge sind heller als die Grundmasse, gelegentlich weisen sie dunklere Kerne oder andersfarbige dünne Säume auf. Gelbliche, bräunliche oder graue Farben überwiegen, auch blassgrüne, rote oder leuchtend orange gefärbte Rhomben treten auf. Ihre Länge variiert (5-30 mm), ebenso die Einsprenglingsdichte. OFTEDAHL 1967 unterscheidet einen einsprenglingsreichen („klassischen“) Typ mit Feldspäten bis 2,5 cm Länge und einen einsprenglingsarmen Typ mit wenigen und kleinen Einsprenglingen bis 1,8 cm.
Als Folge von Entmischungsvorgängen erkennt man manchmal eine unregelmäßig netz- oder tropfenförmige bis wellige „Zeichnung“ innerhalb der Feldspäte (Abb. 4, 41). Diese unterscheidet sich von der perthitischen Entmischung der Alkalifeldspäte oder der polysynthetischen Verzwilligung der Plagioklase. Die Feldspäte neigen zur Bildung von Zwillingen, Mischkristalle aus mehreren Feldspat-Rhomben sind häufig (Doppelspitzen „Schwalbenschwänze“, Abb. 11), mehrfache oder sternförmige Zwillinge sowie zu Kristallhaufen vereinigte Feldspäte (glomerophyrisches Gefüge) seltener zu beobachten (Abb. 12, 13, 15).
Rhombenförmige Feldspat-Einsprenglinge finden sich in weiteren Gesteinstypen des Oslograbens, z. B. im Nordmarkit-Porphyr (s. skan-kristallin.de) oder in Plutoniten (Larvikit, Tönsbergit). Darüber hinaus treten sie vereinzelt in Gesteinen aus anderen Regionen auf, die aber kaum mit den Oslo-Gesteinen verwechselbar sind (Vaggeryd-Syenit, Sorsele-Granit, Heden-Porphyr, in syenitischen Gangporphyr-Geschieben, möglichweise aus Småland). Auch Diabase können einzelne rhombenförmige Plagioklase enthalten, denen aber die stromlinienförmige Gestalt der Rhombenporphyr-Feldspäte fehlt.
Die Grundmasse der Rhombenporphyre ist feinkörnig bis körnig und von brauner oder grauer Farbe, auch mit grünlichem, rötlichem oder orangefarbenem Stich. Rote bis violette und nahezu dicht erscheinende Grundmassen sind seltener und finden sich in Lavastrombrekzien bzw. Pyroklastika (Abb. 26, 28-29). Seltener sind grüne, dunkelgraue oder sehr helle Farben (Abb. 68). Geschiebe können durch Verwitterung oberflächlich stark ausbleichen.
Grundmassen mit erkennbaren Einzelkörnern (über 1 mm) lassen auf eine langsame Abkühlung des Magmas schließen (Abb. 22-24). Diese Gesteine können subvulkanische Bildungen oder Gangporphyre sein. Aber auch im Inneren einer Lavadecke kann die Kristallisation entsprechend langsam verlaufen sein. Daher sollten solche körnigen Typen nicht automatisch als „intrusiver“ Rhombenporphyr angesprochen werden. Sie kommen im Oslogebiet und an der westschwedischen Küste (Bohuslän, Abb. 43-48) vor. Entsprechende Geschiebefunde sind zunächst nicht der Herkunft nach unterscheidbar. Darüber sind aus dem Anstehenden allmähliche Übergänge von Rhombenporphyren in Plutonite (z. B. Tönsbergit) bekannt (Abb. 49).
Als weitere Bestandteile der Rhombenporphyre treten in geringer Menge dunkle Minerale hinzu, die von Hand kaum bestimmbar sind (Biotit, Augit und Erz nach ZANDSTRA 1988). Etwa jedes fünfte Rhombenporphyr-Geschiebe reagiert auf einen Handmagneten, etwa jeder zehnte Fund ist deutlich bis stark magnetisch (statistische Erhebung an RP-Geschieben aus Brandenburg). Regelmäßig lassen sich sekundär gebildete Minerale wie Calcit, Epidot, auch transparenter Quarz als Füllung ehemaliger Blasenhohlräume beobachten. Bei einem hohen Anteil an Mandeln kann man von einem Rhombenporphyr-Mandelstein sprechen (Abb. 14). Auch Geschiebefunde blasenreicher Laven ohne Hohlraumfüllungen (meist der einsprenglingsarme Typ) treten auf (Abb. 59).
Petrographisch gehören die Rhombenporphyre zu den Latiten (vulkanisches Äquivalent der Monzonite), sind also SiO2-arme Vulkanite mit einem Anteil von jeweils 35-65% Alkalifeldspat und Plagioklas in Form von ternärem Feldspat. Eine kleine Auswahl von Geschiebefunden (Abb. 5-10) zeigt exemplarisch ihr variables Erscheinungsbild. Anstehendproben und weitere Geschiebefunde sind auf skan-kristallin.de und kristallin.de zu sehen.
Abb. 5: Hanstholm (DK), leg. T. Brückner.
Abb. 6: Presen/Fehmarn
Abb. 7: Hirtshals (DK), Breite 85 mm
Abb. 8: Slagentangen (NOR), Slg. T. Brückner, Breite 13 cm
Abb. 9: Hirtshals (DK), Breite 95 mm
Abb. 10: Stenbjerg (DK), Slg. E. Figaj, Breite 13,5 cm
Abb. 11: Verzwilligung rhombenförmiger Feldspäte in einem Geschiebe aus der Kiesgrube Kröte (Wendland, Niedersachsen).Abb. 12: mehrfache Verzwilligung in einem Rhombenporphyr von Hirtshals; gleicher Stein wie Abb. 7.AAbb. 13: Anorthoklas-„Drilling“, Geschiebe von Westermarkelsdorf/Fehmarn.Abb. 14: Rhombenporphyr-Mandelstein, Aufnahme unter Wasser, Geschiebe von Hökholz. Die weißen Mandeln bestehen aus Kalzit.Abb. 15: Nahaufnahme, mehrfache Verzwilligung von Feldspat-Einsprenglingen.Abb. 16: Nahaufnahme einer Mandel, gefüllt mit bläulichen Quarz und gebändertem Chalcedon bzw. Achat. Geschiebe von Stenbjerg (DK), Slg. E. Figaj.Abb. 17: einsprenglingsarmer Rhombenporphyr (Mandelstein) mit Einschluss eines dunklen Rhombenporphyrs mit grünlichem Reaktionssaum. Geschiebe von Broager (DK).Abb. 18: NahaufnahmeAbb. 19: Im Ausnahmefall können die Feldspat-Einsprenglinge dunkler als die Grundmasse sein. Geschiebe von Steinbeck/Klütz.Abb. 20: Feldspäte mit dunklem Kern und hellem Saum (Rhombenporphyr vom Langtangen-Typ, RP14a). Vigsö-Bucht (DK), Slg. E. Figaj.Abb. 21: Rhombenporphyr, Langtangen-Typ (RP14a), ex coll. H. Arildskov, Geschiebe von Steinvik/Tofte (NOR).Abb. 22: Rhombenporphyr mit körniger Grundmasse. Geschiebe von Hirtshals, Slg. E. Figaj.Abb. 23: Rhombenporphyr mit körniger Grundmasse, Übergang zu einem plutonischen Gefüge (Gangporphyr). Geschiebe von Steinvik/Tofte (NOR), ex coll. H. Arildskov, Rhombenporphyr vom Vetakollen-Typ.Abb. 24: Einige der grauen Rhomben weisen einen hellen oder grünlichen Saum auf.
3. Rhombenporphyr-Brekzien
Die mächtigen Lavadecken der Rhombenporphyre entstanden durch ein vergleichsweise „ruhiges“ Ausfließen eines sehr heißen und dünnflüssigen Magmas, ähnlich dem Basaltvulkanismus von Ozeaninseln (z. B. Hawaii, Kanaren). Explosive Ausbrüche waren die Ausnahme, echte pyroklastische Bildungen treten innerhalb der Rhombenporphyr-Decken daher nur sehr untergeordnet auf. Als Geschiebe finden sich gelegentlich Brekzien mit Rhombenporphyr-Fragmenten, darunter Lapillisteine und Lapillituffe (Abb. 25, 27) sowie Lavastrombrekzien (Abb. 26, 28-29). Erstere können bei Umlagerung durch Erosion abgelagert worden sein, ein anderer Typ von Brekzien entstand innerhalb von Lavaströmen.
Abb. 25: Lapillistein mit Rhombenporphyr-Fragmenten. Geschiebe von Hirtshals (DK).Abb. 26: Rhombenporphyr-Brekzie (Lavastrombrekzie), Geschiebe von Johannistal, Slg. E. Figaj.Abb. 27: Lapillituff mit grünlicher Tuff-Matrix und Rhombenporphyr-Fragmenten. Geschiebe von Steinvik/Tofte (NOR), ex coll. H. Arildskov.Abb. 28: Anstehendprobe einer Rhombenporphyr-Brekzie, polierte Schnittfläche. Straßenaufschluss an der E18, N Tönsbro (59.36765, 10.38139), T. Brückner leg.
Die rotbraunen und eckigen bis kantengerundeten Fragmente eines Rhombenporphyrs liegen einer grauvioletten Matrix, darin zahlreiche kleinere Fragmente und zerbrochene Feldspat-Rhomben. Der rotbraune Rhombenporphyr dürfte durch die grauviolette Lava mitgerissen worden sein (Lavastrombrekzie). Unscharfe Konturen (randliche Aufschmelzung) im Fragment links der Bildmitte weisen auf eine beginnende Assimilation durch das graue Magma hin.
Abb. 29: Die Mandeln im Fragment oberhalb der Bildmitte wurden durch fließende Bewegung im schmelzflüssigen Zustand verformt.
4. Rhombenporphyr-Konglomerat
Zwischen einzelnen Rhombenporphyr-Lagen kam es während längerer Zeiten vulkanischer Inaktivität zur Umlagerung von Vulkanit-Klasten und Ablagerung von Konglomeraten (Rhombenporphyr-Konglomerat). Sie weisen eine sandige Matrix auf und enthalten rundliche Rhombenporphyr-Lithoklasten (optional Quarzporphyr- und Basalt-Lithoklasten, vgl. Krogskogen-Konglomerat auf skan-kristallin.de). Als Geschiebe sind diese klastischen Sedimentgesteine ziemlich selten zu finden und dürfen nicht mit jenen in älterer Literatur mitunter als „Rhombenporphyr-Konglomerat“ bezeichneten Lapillisteinen und Lapillituffen verwechselt werden.
Abb. 30: Rhombenporphyr-Konglomerat, Geschiebe von Hirtshals, ex coll. H. Arildskov, Breite 13 cm.
5. Rektangel-Porphyr
Die Vulkanite der Lagen RP13 und RP14 enthalten nahezu rechteckige Feldspat-Einsprenglinge. Diese Rektangel-Porphyre sind im Vergleich zu den Rhombenporphyren als Geschiebe bedeutend seltener zu finden. Ihre Grundmasse ist feinkörnig bis dicht und von grauer bis dunkelgrauer, gelblichgrauer oder gelblichgrüner Farbe. Die grauen, blass gelblichen oder grünlichen Feldspäte erreichen eine Größe von mind. 1 cm bis max. 5 cm. Das Verhältnis der Kanten beträgt oft 2:1 – 4:1, auch nahezu quadratische Feldspat-Einsprenglinge kommen vor. Gelegentlich lässt sich eine Zonierung der Einsprenglinge (dunklere Kerne, heller Rand) beobachten. Unter den Rektangel-Porphyren wird eine Reihe von Varianten unterschieden (Svarten-Typ, Pipenhus-Typ, Øyangen-Typ etc.).
Eine Verwechslungsmöglichkeit besteht offenbar mit Diabasen, zumindest wurden in der Vergangenheit immer wieder basaltische oder doleritische Gesteine mit rechteckigen Plagioklas-Einsprenglingen als „Rektangel-Porphyr“ bestimmt. Diese Diabase oder Dolerite weisen aber oft eine körnige Grundmasse auf, auch mit ophitischem Gefüge (kleine Plagioklasleisten in der Grundmasse). Bruchflächen der größeren Plagioklase zeigen in der Regel die typische polysynthetische Verzwilligung und weisen keine Zonierung auf. Gibt es am Fundort keine Rhombenporphyre, ist auch mit Funden von Rektangel-Porphyren nicht zu rechnen.
Abb. 31: Rektangel-Porphyr (Svarten-Typ, RP13c), Storflåta Flaka (NOR), ex coll. H. Arildskov.Abb. 32: Rektangel-Porphyr, Svarten-Typ, ex coll. H. Arildskov, vermutlich ein Nahgeschiebe aus Südnorwegen.Abb. 33: Rektangel-Porphyr, Anstehendprobe nördlich von Sörkedal (NOR), A.P. Meyer leg.Abb. 34: Rektangel-Porphyr, Ågårdsli-Typ?, Slagentangen (NOR), Breite 22 cm, Slg. T. Brückner.Abb. 35: Rektangel-Porphyr, Slagentangen (NOR), Breite 18 cm, Slg. T. Brückner.Abb. 36: Rektangel-Porphyr, Han-Klint, Limfjord (DK), Slg. D. Lüttich.Abb. 37: Rektangel-Porphyr, Øyangen-Typ, Steinvik/Hurum (NOR), ex coll. H. Arildskov.Abb. 38: Rektangel-Porphyr, Nahgeschiebe von Tofte (NOR), Slg. F. Wilcke (Wittstock), Aufnahme unter Wasser.
Rechteckige Feldspäte treten auch in anderen RP-Lagen auf. Abb. 39 ist ein Nahgeschiebe von Tofte (NOR) mit zonierten Einsprenglingen (grüner Kern, orangefarbener Rand).
Abb. 39: Rektangel-Porphyr (RP7?) Nahgeschiebe von Tofte (NOR), Slg. F. Wilcke (Wittstock).
Abb. 40
Abb. 41
Abb. 40/41: Rektangel-Porphyr, Nahgeschiebe von Tofte (NOR), Slg. F. Wilcke (Wittstock).
Der Rektangel-Porphyr vom Pipenhus-Typ (RP13) enthält sehr schlanke Feldspat-Leisten, sieht im Grunde also wie ein plagioklas-porphyrischer Basalt aus und ist von diesem nur schwer unterscheidbar. Hinweise sind eine braune oder violette Farbe der Grundmasse. Diese erscheint feinkörnig und enthält keine kleinen Feldspatleisten (kein doleritisches Gefüge).
Abb. 42: Rektangel-Porphyr, Pipenhus-Typ, Breite 14 cm. Vigsö-Bucht (Dänemark), Slg. E. Figaj.
6. Gang-Rhombenporphyre aus Bohuslän
Abb. 43-46 zeigt Anstehendproben intrusiver Rhombenporphyre aus dem Gangsystem in Bohuslän in West-Schweden. Für eine ausführliche Darstellung s. kristallin.de. Die Außenseite des Ganges besteht aus einem basischen Rhombenporphyr (Abb. 43-44), im Inneren aus einem grünlichgrauen Rhombenporphyr mit syenitischen Gesteinseinschlüssen (Abb. 45-46).
Abb. 43: Basischer intrusiver Rhombenporphyr von Kungshamn (Bohuslän/Schweden). Das Gestein ähnelt durch die graue Grundmasse und hellen, bis 1 cm großen Feldspat-Einsprenglingen einem Dolerit. Rhombenförmige Anschnitte sind nur vereinzelt erkennbar. Polierte Schnittfläche, leg. T. Brückner.Abb. 44: Nahaufnahme des Gefüges.Abb. 45: Gang-Rhombenporphyr mit körniger Grundmasse und wenigen grauen, überwiegend aber rhombenförmigen Feldspat-Einsprenglingen. Neben dunklen und hellen Mandeln sind Einschlüsse eines hellroten syenitischen Gesteins erkennbar. Polierte Schnittfläche einer Anstehendprobe von Kungshamn (Bohuslän/Schweden).Abb. 46: NahaufnahmeAbb. 47: Intrusiver Rhombenporphyr, loser Stein von Rösso in Bohuslän (SW-Schweden), direkt oberhalb vom anstehenden Rhombenporphyr-Gang. Breite 20 cm, Slg. T. Brückner.Abb. 48: Das Gestein enthält bis 5 cm lange und graue Feldspat-Rhomben, die Grundmasse erscheint doleritisch.Abb. 49: Übergangsgefüge von Rhombenporphyr und Tönsbergit (?), Geschiebe vom Limfjord (DK), Breite 12 cm, ex coll. H. Arildskov.
7. Stratigraphie der Rhombenporphyre
Um eine stratigraphische Vergleichbarkeit im Anstehenden zu ermöglichen, unterscheidet OFTEDAHL 1967 zunächst 26 einzelne Rhombenporphyr-Lagen hinsichtlich Größe, Form und Packung der Feldspat-Einsprenglinge. Hinzu kommen weitere Unter- sowie regionale Typen. Selbst im Gelände kann die genaue Zuordnung Schwierigkeiten bereiten, man sieht sich bei diesen Vulkaniten (und Vulkaniten allgemein) mit einer hohen Variabilität hinsichtlich ihrer Ausbildung konfrontiert. Selbst innerhalb einer einzelnen RP-Lage können auf engstem Raum ganz unterschiedliche Gefüge auftreten.
Die Zuordnung von Geschiebefunden zu bestimmten RP-Lagen ist daher nur sehr eingeschränkt möglich, zumal auffällige Rhombenporphyr-Varianten nicht an eine bestimmte vulkanostratigraphische Position gebunden sein müssen. Vielmehr können in verschiedenen Phasen des Vulkanismus Porphyre mit ganz ähnlichen Merkmalen entstanden sein, vor allem oberhalb der Lage RP15 (JENSCH 2013a: 60). In diesem Fall führt selbst der Vergleich mit Anstehendproben zu Irrtümern (MEYER AP 1969). Des Weiteren können Vorkommen von Rhombenporphyr-Varianten durch frühere Vereisungen bereits vollständig abgetragen sein. Zuletzt ist die Fortsetzung der Vorkommen von Oslo-Gesteine in südlicher Richtung unter Wasser zu berücksichtigen. Von dort könnten weitere, im Anstehenden unbekannte Varianten stammen.
Anstehendproben der einzelnen RP-Lagen sind auf vendsysselstenklub.dk abgebildet. Bei der Bestimmung von Geschieben empfiehlt sich Zurückhaltung, allenfalls sollte man sich mit der Zuordnung zu übergeordneten Gefügetypen begnügen, z. B. Kolsås-Typ, ein einsprenglingsreicher Typ mit vielen, annähernd durch magmatische Lamination annähernd parallel angeordneten Rhomben (RP1, z. B. Abb. 2, 56; der Typ kommt auch in den Lagen RP17, 23, 24, 26 vor); weiterhin Rektangel-Porphyr, evtl. Langtangen-Typ (RP14a).
8. Verbreitung der Rhombenporphyr-Geschiebe
Ausgehend vom Oslograben wurden Rhombenporphyr-Geschiebe zu verschiedenen Zeiten von Eisströmen über Dänemark und NW-Deutschland nach Süden transportiert (Abb. 51). In westlicher Richtung finden sich Rhombenporphyr-Geschiebe in Schottland und England (EHLERS 1988, K-D MEYER 1993, 2010), in südwestlicher Richtung in den Niederlanden (HUISMAN 1971). Auch aus Schweden liegt eine Fundmeldung vor (HILLEFORS 1968). Eine Kuriosität sind zwei identische Funde von Rhombenporphyr-Geschieben (sowie ein Drammen-Rapakiwi) von der Insel Leka, weit nördlich vom Oslograben (Mitteilung A. Bräu, Abb. 50). Der Transportmechanismus (Eisschollendrift, anthropogene Verschleppung?) ist bislang ungeklärt.
Abb. 50: Verbreitungsgebiet der Rhombenporphyr-Geschiebe. 1 – Gesteine des Oslograbens, Fortsetzung des Vorkommens unter Wasser; 2 – Geschiebefächer Rhombenporphyr (Hauptverbreitungsgebiet); 3 – östliche Verbreitungsgrenze; 4 – Maximalausdehnung der nordischen Inlandvereisungen. Karte nach SCHULZ 1973.Abb. 51: Rhombenporphyr, Geschiebefund von der Insel Leka (mittleres Norwegen), etwa 500 km nördlich von Oslo. Probe und Foto: A. Bräu.
In Deutschland sind Rhombenporphyr-Geschiebe von N- und NW- Deutschland bis nach Sachsen weit verbreitet. Vereinzelte Fundberichte liegen aus Polen und Tschechien vor (vgl. Literaturhinweise in SCHNEIDER & TORBOHM 2020). Außerhalb des allgemeinen Verbreitungsgebietes, östlich der Linie Mecklenburg-Brandenburg-Sachsen, treten sie als Einzelfund auf. Die östliche Verbreitungsgrenze wird in SCHULZ 1973, 2003 und 2012 diskutiert (s. a. Abb. 51).
9. Funde aus Berlin und Brandenburg
Aus Berlin und Brandenburg wurden in jahrelanger Sammeltätigkeit bislang 82 Rhombenporphyr-Geschiebe zusammengetragen (Stand: 01/2021; Dokumentation in SCHNEIDER & TORBOHM 2020). Die Funde belegen einen weit nach Osten reichenden Transport dieser Gesteine in ein Gebiet, das überwiegend durch baltische und ostschwedische Geschiebegemeinschaften geprägt ist. Abb. 52 zeigt alle Fundpunkte. Eine hohe Fundanzahl an einigen Lokalitäten spricht nicht unbedingt für ein gehäuftes Auftreten, sie könnte auch auf eine entsprechend aktive Sammeltätigkeit zurückzuführen sein. Der Erhaltungszustand der Rhombenporphyr-Geschiebe ist im Allgemeinen dürftig: die Grundmassen sind ausgebleicht, die Gesteine stark verwittert, manchmal regelrecht durchgewittert.
Abb. 52: Fundpunkte von Rhombenporphyr-Geschieben in Brandenburg; Grafik verändert nach Benutzer Grabenstedt 2007, Quelle: wikipedia.de, Lizenz: CC BY-SA 3.0. Daten aus STACKEBRANDT & MANHENKE 2002.
Die Rhombenporphyr-Geschiebe stammen überwiegend von Lokalitäten mit oberflächennah aufgeschlossenen Ablagerungen der Weichsel-Vereisung. Viele Kiesgruben liegen aus bergbaulichen Erwägungen am Rande von Hochflächen oder Urstromtälern. Lediglich 11 der insgesamt 82 Funde (14%) lassen sich unmittelbar mit saalekaltzeitlichen (oder älteren) Ablagerungen in Zusammenhang bringen. Allerdings bieten diese im südlichen Brandenburg gelegenen Altmoränenhochflächen nur wenige Aufschlüsse.
Die dokumentierten Funde sind ausschließlich Einzelfunde von Überkornhalden in. Diese grobe, aus sandigen bis kiesigen Horizonten abgetrennte Gesteinsfraktion kann umgelagertes Material aus älteren Glazial-Ablagerungen enthalten. Statistische Daten zur glaziostratigraphischen Verbreitung von Rhombenporphyr-Geschieben in weichsel- und saalezeitlichen Ablagerungen in brandenburgischen Glazialablagerungen ließen sich daher nicht erheben und wären nur durch Zählungen aus Tillablagerungen zu leisten. Entsprechende Funde dürften hier jedoch auch bei ausdauernder Suche nur sehr selten gelingen.
Bemerkenswert ist die hohe Fundanzahl in unmittelbarer Nähe der nordöstlichen Verbreitungsgrenze der Rhombenporphyr-Geschiebe am Nordrand des Oderbruchs (s. SCHULZ 1973). Aus der Grube Hohensaaten (Lokalität 3 in Abb. 52) stammen 9, aus mittlerweile stillgelegten Gruben der unmittelbaren Umgebung zwei weitere Funde.
Der Geschiebesammler W. Bennhold trug im Laufe mehrerer Jahrzehnte mindestens 53 Rhombenporphyr-Geschiebe zusammen. Sie stammen überwiegend aus dem kompliziert gebauten Stauchmoränenkomplex der Rauener Berge im Bereich des Frankfurter Stadiums der Weichsel-Vereisung. Nach ZWENGER 1991 ist der genaue Herkunftshorizont zwar nicht präzisierbar, jedoch dürften die RP-Geschiebe überwiegend saalezeitlichen Bildungen entstammen, weil die weichselkaltzeitlichen Ablagerungen hier nur geringmächtig ausgebildet sind. Bennholds Funde werden in der Geschiebesammlung im Museum Fürstenwalde aufbewahrt (Abb. 58).
Als Ursache für Fundhäufungen von Rhombenporphyren außerhalb ihres Hauptverbreitungsgebietes nennt SCHULZ 1973 einen wechselnden Einfluss des norwegischen Gletscherstroms. Rhombenporphyre wurden während des Drenthe-Stadiums der Saale-Vereisung und während des Brandenburgischen Stadiums der Weichsel-Vereisung weit nach Osten transportiert. Auch EIßMANN 1967 (in EHLERS 2011: 47) nimmt an, dass ein norwegisch-westschwedischer Eisstrom, dessen östlichste Ausdehnung etwa bis in den Raum Bornholm reichte, zu verschiedenen Zeiten durch einen nordschwedisch-finnischen Eisstrom abgelenkt wurde. Rhombenporphyr-Geschiebe von relativ weit östlich gelegenen Fundlokalitäten dürften daher eher nicht aus aufgearbeiteten Ablagerungen der Elster-Vereisung stammen. Dafür spricht auch die weit westlich der Maximalausdehnung elsterzeitlicher Sedimente, etwa im Raum Grimma gelegene Verbreitungsgrenze der Rhombenporphyre in Sachsen (SCHULZ 1973).
Geschiebefunde anderer Gesteine aus dem Oslo-Graben scheinen trotz intensiver Suche in Brandenburg nur sehr spärlich vorzukommen. MEYER AP 1964 berichtet von Fundhäufungen in der Kiesgrube am Stener Berg (Berlin). Aus der Kiesgrube Fresdorfer Heide bei Potsdam stammen zwei, aus der Kiesgrube Niederlehme ein Larvikit-Geschiebe. Ein weiterer Fund durch W. Bennhold aus den Rauener Bergen wird im Museum Fürstenwalde aufbewahrt. Herr D. Schmälzle (†) (Berlin) berichtet von einem Larvikit-Geschiebe aus dem nördlichen Brandenburg (mündl. Mitteilung). Erwähnenswert sind in diesem Zusammenhang vereinzelte Funde südwestschwedischer Leitgeschiebe wie Schonengranulit und „Flammenpegmatit“ (Slg. Torbohm: 7 Funde), die bisher offenbar nur wenig Beachtung fanden und ebenfalls durch einen norwegisch-westschwedischen Eisstrom nach Brandenburg gelangt sein dürften.
Abb. 53: Bisher größter Rhombenporphyr-Fund aus Brandenburg (20 x 15 x 10 cm); gut erhaltenes Exemplar mit dunkelgrauer Grundmasse und silbrig glänzenden, transparenten Feldspäten; Kiesgrube Niederlehme bei Berlin; Slg. M. Torbohm.
Abb. 54: gleicher Stein, polierte Schnittfläche
Abb. 55: Nahaufnahme
Abb. 56: Rhombenporphyr mit eingeregelten Feldspäten (Kolsås-Typ), Kiesgrube Niederlehme.Abb. 57: Rhombenporphyr mit gelblichen bis orangefarbenen Feldspäten, Aufnahme unter Wasser (Kiesgrube Niederlehme).Abb. 58: Eigens gedrucktes „Festkärtchen“ zum 50. Rhombenporphyr-Fund aus der Umgebung von Fürstenwalde (Sammlung Bennhold, Museum Fürstenwalde).Abb. 59: Blasige Rhombenporphyr-Lava, einsprenglingsarmer Typ. Kiesgrube Teschendorf, leg. St. Schneider.Abb. 60: Rhombenporphyr-Lapillistein, polierte Schnittfläche. Kiesgrube Falkenthal, Löwenberger Land.Abb. 61: Rhombenporphyr aus roten und braunen, fest miteinander verbundenen Vulkanit-Fragmenten (Lavastrombrekzie). Die Bezeichnung „Agglomeratlava“ ist nach aktueller Nomenklatur Pyroklastiten vorbehalten, die zu mind. 75% aus Bomben (Vulkanoklasten über 63 mm) bestehen. Fundort: Hohensaaten an der Oder, Slg. St. Schneider.Abb. 62: Rhombenporphyr-Geschiebe aus SE-Brandenburg (Papproth, Tagebau Welzow-Süd, Niederlausitz).Abb. 63: Fund aus dem Berliner Stadtgebiet; Kiesgrube Spandau, leg. A.P. Meyer, Aufnahme unter Wasser.Abb. 64: rotgrauer Rhombenporphyr, Kiesgrube Hartmannsdorf bei Berlin.Abb. 65: graubrauner, deutlich magnetischer Rhombenporphyr mit dunkelgrauen Feldspäten, umgeben von gelben Säumen (Langtangen-Typ, RP14a); polierte Schnittfläche, Kiesgrube Teschendorf bei Oranienburg.Abb. 66: Rhombenporphyr mit körniger Grundmasse. Kiesgrube Oderberg-Bralitz; Slg. St. Schneider.Abb. 67: Intrusiver Typ mit körniger Grundmasse. Kiesgrube Hoppegarten bei Müncheberg.Abb. 68: Der helle Rhombenporphyr enthält sekundär mit klarem Quarz gefüllte ehemalige Blasenhohlräume. Kiesgrube Borgsdorf/Velten bei Oranienburg, leg. St. Schneider.
Der letzte Fund ist ein großes Rhombenporphyr-Geschiebe aus der Kiesgrube Teschendorf bei Oranienburg.
Abb. 69: Rhombenporphyr, Kiesgrube Teschendorf, Breite 16 cm.
Abb. 70: polierte Schnittfläche
Abb. 71: Nahaufnahme
10. Literatur
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Abb. 1: Ostsee-Syenitporphyr mit grüner Grundmasse, wenigen roten Feldspat-Einsprenglingen und Mandeln mit zonarem Aufbau. Kiesgrube Hoppegarten (Brandenburg), Breite 10 cm.
Der Ostsee-Syenitporphyr ist nur als Geschiebe bekannt und kommt in mehreren Spielarten vor. Die häufigere braune bis grünlichbraune Variante kann recht unscheinbar sein und leicht übersehen werden (Abb. 6-7,10, 18-20). Seltener sind intensiv grüne Typen, teilweise mit großen Mandeln (Abb. 1-3, 13-16). Gemeinsam sind allen Varianten eine feinkörnige Grundmasse, wenige und kleine Einsprenglinge aus weißem bis rotem Feldspat sowie ovale Mandeln, die meist einen zonierten Aufbau aufweisen.
Abb. 2: Gleicher Stein, polierte Schnittfläche.Abb. 3: Nahaufnahme. Einige Feldspäte weisen gitterförmige Texturen auf. Die Mandeln sind mehrfach zoniert und besitzen teils dunkle, teils helle Kerne.
Beschreibung
Die Grundmasse des Ostsee-Syenitporphyrs kann weitgehend homogen (Abb. 4), schlierig (Abb. 11-12) oder von Rissen netzartig durchzogen (Abb. 8-9) sein. Oftmals sind einzelne, seltener zahlreiche runde und bräunliche Gesteinseinschlüsse enthalten (z. B. Abb. 6, 15, 19, 25). Neben braunen Tönungen finden sich auffällig grüne, selten auch blaugrüne Grundmassen (Abb. 17). Die grünlichen Färbungen dürften auf hydrothermale Alterationsprodukte wie Epidot und Chlorit zurückzuführen sein. Für einen vulkanischen Ursprung des Gesteins spricht die Anwesenheit von Mandeln.
Weiße bis rötliche Feldspat-Einsprenglinge sind nur spärlich vorhanden und lose im Gestein verteilt. Sie erreichen eine Größe von 1-5 mm. Einige Feldspäte zeigen ein gitterartiges, durch Ausscheidungen dunkler Minerale nachgezeichnetes Muster (Abb. 3, 5). Quarz-Einsprenglinge fehlen, nur vereinzelt und nicht in jedem Geschiebe finden sich unregelmäßig geformte bis rundliche Quarzaggregate (Abb. 18).
Die Mandeln erreichen einen Durchmesser von 1-5 mm, seltener sind über 1 cm groß. Sie weisen ovale Umrisse und meist einen zonaren Aufbau auf. Dabei lassen sich verschiedene Mineralabfolgen beobachten: heller Kern, dunkler Rand (oder umgekehrt); schwarze Kerne, grüner Rand usw. Gelegentlich besteht der Kern der Mandeln aus milchig-weißem bis bläulichem Chalcedon (massig) oder Achat (gebändert). Die Mandeln können von einem breiten Reaktionssaum umgeben sein, der auf einen Stoffaustausch zwischen Grundmasse und Mandeln hinweist. Ein seltener Fund sind farblich attraktive Varianten mit cm-großen und zonierten Mandeln (Abb. 13-16; s. a. kristallin.de).
Syenitporphyr ist eine veraltete und nach gegenwärtiger Nomenklatur nicht mehr verwendete Bezeichnung für Vulkanite oder feinkörnige Magmatite, die Alkalifeldspat-, aber keine Quarzeinsprenglinge enthalten. Vorkommen solcher Gesteine sind von verschiedenen Lokalitäten bekannt (z. B. Rödö, Ragunda). Abb. 33-34 zeigt ein Beispiel, das nicht dem hier beschriebenen Geschiebetyp entspricht.
Abb. 4: Ostsee-Syenitporphyr mit grünlich-grauer Grundmasse. Die zonierten Mandeln weisen helle, sich in die Grundmasse fortsetzende Aureolen auf. Geschiebe aus der Kiesgrube Teschendorf bei Oranienburg, Aufnahme unter Wasser.Abb. 5: Gleicher Stein, Nahaufnahme. Links unten ein netzartig von dunklen Mineralen durchsetzter Feldspat.Abb. 6: Grüner Ostsee-Syenitporphyr, polierte Schnittfläche, Aufnahme unter Wasser. Geschiebe von Binz auf Rügen, leg. D. Lüttich.Abb. 7: Nahaufnahme: rote Feldspat-Einsprenglinge, längliche Mandeln mit weißem Achat/Chalcedon, rundliche Gesteinseinschlüsse sowie ein einzelnes dunkelgraues Quarzaggregat.Abb. 8: Grüner Ostsee-Syenitporphyr, durchzogen von einem Netzwerk aus Rissen. Polierte Schnittfläche eines Geschiebes aus der Kiesgrube Damsdorf/Bochow (Brandenburg); leg. D. Lüttich.Abb. 9: Nahaufnahme. Einige Mandeln enthalten Kerne aus hellem Chalcedon/Achat und sind von einem dunklen Rand sowie einer breiten Aureole in der Grundmasse umgeben.Abb. 10: Graugrüner Ostsee-Syenitporphyr mit blassroten Feldspat-Einsprenglingen und zonierten Mandeln (dunkler Kern, heller Rand). Kiesgrube Hohensaaten, Brandenburg.
Herkunft
Das Heimatgebiet des Ostsee-Syenitporphyrs wird am Grund der Ostsee zwischen Gotland und dem Landorttief vermutet. Die Erstbeschreibung geht auf HEDSTRÖM 1894 zurück (vgl. a. COHEN & DEECKE 1896, HESEMANN 1975, ZANDSTRA 1988). HEDSTRÖM 1894 berichtet von häufigen Geschiebefunden des braunen Ostsee-Quarzporphyrs, basaltischen Mandelsteinen („Ostsee-Melaphyr-Mandelstein“) und gelegentlichen Funden des Ostsee-Syenitporphyrs auf Gotland und der etwas weiter nördlich gelegenen Insel Gotska Sandön. Diese Funde verweisen auf ein gemeinsames oder ähnliches Herkunftsgebiet in nördlicher Richtung. Eine Probe aus Hedströms Erstbeschreibung ist auf skan-kristallin.de abgebildet, eine Übersetzung seiner Beschreibung findet sich auf kristallin.de.
In Norddeutschland tritt der Ostsee-Syenitporphyr mitunter gehäuft an Lokalitäten mit viel braunem Ostsee-Quarzporphyr auf. ZANDSTRA 1988: 177 weist auf eine große Variabilität des Gesteinstyps hin. Neben Ostsee-Syenitporphyren, die mit den Beschreibungen von Hedström weitgehend übereinstimmen (Abb. 1-17), finden sich weitere Syenitporphyr-Geschiebe mit ähnlichen Merkmalen (Abb. 18-32). Es ist derzeit unklar, ob alle diese Varianten aus dem gleichen Vorkommen stammen oder ähnliche Gesteine auch an anderen Lokalitäten vorkommen. Eine Untersuchung von Geschieben auf Gotland und Gotska Sandön könnte hier Klarheit schaffen.
Abb. 11: Ostsee-Syenitporphyr mit inhomogener und schlieriger Grundmasse. Der Fund zeigt die Variationsbreite möglicher Färbungen der Grundmasse. Polierte Schnittfläche, Geschiebe aus der Kiesgrube Hoppegarten bei Müncheberg (Brandenburg).Abb. 12: Nahaufnahme: rundlicher Gesteinseinschluss sowie mehrfach zonierte Mandeln mit breiter Aureole. Einige Mandeln besitzen helle Kerne aus Chalcedon.
Abb. 13-16 zeigt einen Ostsee-Syenitporphyr mit großen und mehrfach zonierten Mandeln, braunen und grünlichen Gesteinseinschlüssen und einen großen Alkalifeldspat-Xenokristall. Fundort: Kiesgrube Horstfelde bei Berlin.
Abb. 13: Aufnahme unter Wasser
Abb. 14: Aufnahme unter Wasser
Abb. 15: Polierte Schnittfläche
Abb. 16: Nahaufnahme
Abb. 17: Ostsee-Syenitporphyr mit blaustichiger Grundmasse. Geschiebe von Nienhagen bei Rostock, nass fotografiert, leg. S. Mantei.Abb. 18: Graubrauner Ostsee-Syenitporphyr mit zahlreichen Feldspat-Einsprenglingen sowie rundlichen Gesteinseinschlüssen (teilweise mit dunklem Reaktionssaum). Strandgeröll von Hohenfelde, östlich von Kiel.Abb. 19: Polierte SchnittflächeAbb. 20: NahaufnahmeAbb. 21: Zusammenstellung diverser Syenitporphyre mit wenigen Feldspat-Einsprenglingen, Mandeln und Fremdgesteinseinschlüssen, Geschiebefunde aus Brandenburg.Abb. 22: Brauner Syenitporphyr mit grünlichen Gesteinseinschlüssen; gleiches Gestein wie in Abb. 21 links unten. Kiesgrube Hoppegarten bei Müncheberg (Brandenburg).Abb. 23: Brauner Ostsee(?)-Syenitporphyr mit wenigen Feldspat-Einsprenglingen (teilweise netzartig korrodiert) und schwarzen Mandeln mit grünem Rand. Polierte Schnittfläche, Geschiebe aus der Kiesgrube Teschendorf bei Oranienburg (Brandenburg), Aufnahme unter Wasser.Abb. 24: Grünlichbrauner Syenitporphyr mit Gesteinseinschlüssen; einige rote Feldspat-Einsprenglinge sind gitterartig korrodiert. Geschiebe aus der Kiesgrube Horstfelde in Brandenburg, Aufnahme unter Wasser.Abb. 25: Brauner Syenitporphyr mit roten Feldspat-Einsprenglingen, dunklen Mandeln und Einschlüssen eines grünen Gesteins. Geschiebe von Steinbeck/Klütz, Aufnahme einer Bruchfläche unter Wasser.Abb. 26: Gleicher Stein, Nahaufnahme einer polierten Schnittfläche.Abb. 27: Ähnlicher Gesteinstyp: brauner Syenitporphyr mit roten Feldspat-Einsprenglingen, zonierten Mandeln und braunen Gesteins-Einschlüssen. Fundort „Baro“, leg. und ex coll. D. Schmälzle.Abb. 28: Nahaufnahme der nassen Oberfläche.Abb. 29: Brauner Syenitporphyr mit zonierten Aureolen um korrodierte rote Feldspat-Einsprenglinge. Polierte Schnittfläche, Geschiebe von Dwasiden (Rügen), leg. D. Lüttich.Abb. 30: Gleicher Stein, Nahaufnahme.Abb. 31: Brauner Syenitporphyr mit großen Mandeln; Kiesgrube Buchholz bei Prenzlau, Aufnahme unter Wasser.Abb. 33: Nahaufnahme der zonierten Mandeln.
Abb. 33-34 zeigt einen braunen Syenitporphyr (nur Feldspat-, keine Quarzeinsprenglinge), der keine Ähnlichkeit mit dem Ostsee-Typ aufweist. Neben roten treten auch grüne Feldspat-Einsprenglinge auf; Mandeln fehlen.
Abb. 33: Syenitporphyr, polierte Schnittfläche eines Geschiebes von Klütz, leg. T. Brückner.Abb. 34: Nahaufnahme.
Der letzte Fund ist ein prächtiger Ostsee-Syenitporphyr mit polierter Schnittfläche; Geschiebe von der Ostsee, Slg. T. Brückner.
Literatur
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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).
Abb.1: Schärenlandschaft auf Östra Skälö (Lok. 1).
Die Gegend um Västervik im nordöstlichen Småland bietet neben landschaftlichen Reizen eine interessante geologische Geschichte. Wie im gesamten kristallinen Grundgebirge Schwedens finden sich hier sehr alte, als Besonderheit aber ganz unterschiedliche Gesteine in enger Nachbarschaft. Zum einen sind dies Metamorphite, die aus der svekofennischen Gebirgsbildung vor etwa 1,9 Ga hervorgegangen sind, zum anderen Granite und Vulkanite, die zum Ende der gebirgsbildenen Vorgänge vor etwa 1,7 Ga entstanden.
Die „kleine“ Differenz zwischen den 1,9 und 1,7 Ga alten Gesteinen entspricht in etwa der Zeitspanne, die eine „normale“ Gebirgsbildung in Anspruch nimmt, von der Faltung und Metamorphose von Gesteinen, dem Aufdringen von Granitkörpern sowie der Abtragung, ggf. auch vollständigen Einebnung des Gebirges (Wilson-Zyklus, etwa 250 Millionen Jahre). Im Västervik-Gebiet lassen sich Gesteine aus den unterschiedlichen Phasen dieser Gebirgsbildung an zahlreichen Aufschlüssen studieren.
Das Västervik-Gebiet ist zugleich die Heimat einiger Gesteinstypen, die für die Geschiebekunde als Leitgeschiebe bedeutsam sind (Abb. 2). Auf mehreren Reisen konnten eine Reihe von Anstehendproben gesammelt werden. Ihre Beschreibung findet sich in ausführlichen Einzeldarstellungen an anderer Stelle:
Dieser Exkursionsbericht vermittelt einen Einblick in die komplexe Geologie des Västervik-Gebietes. Die genannten Leitgeschiebe nehmen nur einen kleinen Teil der Fläche ein. Darüber hinaus finden sich eine Reihe weiterer interessanter und auffälliger Gesteine, die zwar nicht als Leitgeschiebe in Frage kommen, aber aufzeigen, mit welcher Gesteinsvielfalt innerhalb eines einzigen kleinen Gebietes im nordischen Grundgebirge zu rechnen ist. Alle besuchten Lokalitäten sind mit Koordinaten (WGS84DD) referenziert und ermöglichen dem geologisch Interessierten eine individuelle Tourenplanung. Einige der Aufschlüsse wurden dem Exkursionsführer von PRUß 2008 und der Arbeit von GAVELIN 1984 entnommen.
Abb. 2: Leitgeschiebe aus dem Västervik-Gebiet: auf der rechten Seite zwei Fleckenquarzite mit hellen Sillimanit-Granoblasten. Links unten ein Västervik-Fleckengestein (Västervik-Fleckengranofels), links oben ein rotfleckiger Quarzit mit Blauquarz.
Die Landschaft in der Umgebung von Västervik ist weitgehend flach, das Küstengebiet stark geklüftet und in zahlreiche Inseln, Halbinseln und Schären gegliedert. Hier lassen sich gerundete, häufig auch in Richtung der Gletscherbewegung gekritzte Felsen beobachten (Abb. 3). Fossile Strandwälle (Abb. 4) und die heutige Schärenlandschaft (Abb. 1) sind das Ergebnis der Landhebung sowie eines gesunkenen Meeresspiegels seit dem Ende der letzten Vereisung vor etwa 10.000 Jahren.
Abb. 3: Gletscherschrammen an einem Migmatit am Campingplatz Blankaholm (Lok. 2). Bildbreite etwa 3 Meter.Abb. 4: Fossiler Strandwall südöstlich von Västervik (Lok. 3). Die annähernd kopfgroßen Gerölle sind überwiegend Nahgeschiebe (meist Quarzite).
2. Geologie des Västervik-Gebiets
Abb. 5: Geologische Übersichtskarte des Västervik-Gebiets. Kartenausschnitt aus BERGMAN et al 2012, Quelle: sgu.se.
Einen ersten Überblick über die verschiedenen Gesteinsformationen im Västervik-Gebiet vermittelt die Kartenskizze in Abb. 5. Im Einzelnen sind die geologischen Verhältnisse natürlich deutlich verwickelter. Eine detailierte geologische Karte (1:100.000) findet sich in GAVELIN 1984.
Die ältesten Gesteine im Västervik-Gebiet sind die Metasedimente der Västervik-Formation (hellblaue Signatur in Abb. 5). Sie entstanden während der svekofennischen Gebirgsbildung vor etwa 1,9 – 1,75 Ga und bilden die südlichsten Ausläufer einer geologischen Großprovinz, die sich vom Västervik-Gebiet aus viele hundert Kilometer bis nach Nordschweden erstreckt und große Gebiete einnimmt (sog. svekofennische Domäne).
Magmatische Gesteine, die sog. „älteren Granitoide“ (grün, rosa), grenzen im Norden und Nordosten an die Metasedimente und wurden noch während der Gebirgsbildung deformiert. Im Westen und Süden finden sich ausgedehnte Gebiete mit weitgehend undeformierten Graniten (rot) und Vulkaniten (orange), die zum Transkandinavischen Magmatitgürtel (TIB, Alter ca. 1,7 Ga) gehören und überwiegend nach Beendigung der gebirgsbildenden Vorgänge entstanden. Ein Teil der TIB-Granite sind Alkalifeldspat-Granite mit Blauquarz, wie man sie als Geschiebe aus Norddeutschland kennt („Smaland-Granite“).
Abb. 6: Gesteine des Västervik-Gebiets als Nahgeschiebe auf einem Parkplatz in Västervik (Lok. 4). Mengenmäßig überwiegen hellgraue Quarzite, neben Graniten und Metabasiten sowie einigen Fleckengesteinen. Bildbreite am unteren Bildrand etwa 2 m.
Die geologische Geschichte des Västervik-Gebietes beginnt vor etwa 1,9 Ga mit der Ablagerung von sandigen bis tonig-sandigen Sedimenten, dem Abtragungsmaterial eines oder mehrerer alter Gebirge. Der Transport erfolgte durch Flüsse aus nördlichen Richtungen in ein flaches und von Gezeiten beeinflusstes Meeresbecken oder Deltasystem.
Während der svekofennischen Orogenese wurden die Sedimente an einer Subduktionszone mehrere Kilometer tief versenkt und einer Regionalmetamorphose unterworfen. Die Gesteinsumwandlung vollzog sich unter maximal amphibolitfaziellen Bedingungen und unter weitgehend statischen Bedingungen, d. h. ohne Verfaltung der Gesteine durch gerichteten Druck. So konnten sich primäre Sedimentstrukturen wie Schichtung und sogar Wellenrippel (Abb. 11) erhalten, wie sie heute noch in den Metasedimenten an vielen Stellen zu beobachten sind (s. die hervorragend illustrierte Arbeit von SULTAN L & PLINK-BJÖRKLUND P 2005). Sandige Sedimente wurden in Quarzite, Arkosen in Meta-Arkosen und tonhaltige Sedimente z. B. in glimmerführende Quarzite umgewandelt. Lokal kam es zur Neubildung von Mineralen wie Cordierit, Sillimanit und Andalusit.
In den Metasedimenten konnten mehrere Generationen von Zirkonen nachgewiesen werden. Zirkon ist ein besonders verwitterungsbeständiges Mineral, das geringe Mengen Uran enthält und eine Altersbestimmung über das U/Pb-Isotopenverhältnis ermöglicht. Die ältesten Zirkone (3,64 Ga) repräsentieren Relikte sehr alter Gesteine, die jüngsten weisen ein Alter von 2,12-1,87 Ga auf. Die Sedimentation der Västervik-Formation vollzog sich zwischen dem jüngstem Zirkon-Alter und der ältesten Granit-Intrusion (Loftahammar-Granitoide vor 1,859 Ga). Dieser Zeitraum vor 1,882–1,850 Milliarden Jahren umfasst also „lediglich“ 30 Millionen Jahre (Zahlen aus SULTAN et al 2005).
Annähernd zeitgleich zur Metamorphose der Sedimente begann in tieferen Krustenbereichen die Bildung von Schmelzen, die in der Folge als plutonische Körper in die höheren Stockwerke des Gebirges aufstiegen. Diese „älteren“ Loftahammar-Granitoide wurden in einer zweiten Faltungsphase deformiert. Mit ihrem Aufstieg ist eine Überprägung der Metasedimente durch Kontaktmetamorphose verbunden, bei der es zu einer „Migmatisierung“ sowie zur Fleckenbildung innerhalb der Metasedimente (Fleckengesteine) kam. Der Vorgang wiederholte sich einige Millionen Jahre später beim Aufstieg der „jüngeren“ Granitoide des Transskandinavischen Magmatitgürtels (TIB). Die Fleckengesteine des Västervik-Gebiets (Cordierit- und/oder Sillimanit-Granofelse) gingen also aus mehreren regional- und kontaktmetamorphen Episoden hervor.
Weitere mit der geologischen Geschichte des Västervik-Gebiets assoziierte Gesteinstypen, die in diesem kurzen Abriss unberücksichtigt blieben (verschiedene Generationen von Diabasen und Metabasiten bzw. Amphiboliten, Aplite, Pegmatite, Mylonite, Metavulkanite), werden bei der nachfolgenden Beschreibung von Aufschlüssen anhand von Geländebildern und Proben exemplarisch vorgestellt.
3. Metasedimente der Västervik-Formation
Nach Gavelin 1984 lassen sich die Metasedimente der Västervik-Formation in vier Gruppen einteilen: Quarzite, rote Meta-Arkosen (Quarzite mit erhöhtem Feldspat-Gehalt), graue (glimmerreiche) sowie rotgraue (glimmer- und feldspatreiche) Metasedimente. Weit verbreitet sind hellgraue und glimmerführende Quarzite (Abb. 9). Ein Teil der Quarzite im Västervik-Gebiet zeigt Sedimentstrukturen wie Schrägschichtung (Abb. 7) oder sogar Rippelmarken (Abb. 11). Im südlichen Teil des Västervik-Gebiets kommen vermehrt dunkelgraue Quarzite vor (Abb.10). Lokal finden sich grauviolette, rote, grünliche oder blaue Farbvarietäten. Vererzungen der Quarzite durch Anreicherungen von Schwermineralseifen (Fe-, Cu und Co-Vererzung) wurden bei Gladhammer seit dem 12. Jahrhundert abgebaut. Die Gruben gehören zu den ältesten in ganz Schweden (WILKE 1997: 38f).
Abb. 7: Grauer Quarzit mit reliktischer sedimentärer Schichtung, durchschlagen von einer roten Ader mit granitischer Zusammensetzung. Die dunklen und glimmerreichen Lagen entstanden aus sandigen Sedimenten mit erhöhtem tonigem Anteil. Nahgeschiebe auf dem Parkplatz am ICA-Supermarkt, Västervik (Lok. 4).Abb. 8: Großflächige Aufschlüsse mit hellgrauen und rötlichen Quarziten der Västervik-Formation am alten Wasserturm in Västervik (Lok. 5).Abb. 9: Hellgrauer und glimmerarmer Västervik-Quarzit aus einem Straßenaufschluss an der L135, westlich von Gamleby (Lok. 6).Abb. 10: Dunkelgrauer Quarzit, durchzogen von einer granitisch zusammengesetzten Ader. Aufschluss an der Piste von Blankaholm nach Skjorted (Lok. 7).Abb. 11: Rund 1,9 Milliarden Jahre alte Wellenrippel in einem grauen Metasediment. Straßenaufschluss an der E4 (Lok. 8), Bildbreite etwa 1 m.Abb. 12: Das Gestein an dieser Lokalität ist ein graues Metasediment mit feiner Wechsellagerung glimmerarmer (quarzitischer) und glimmerreicher Partien. Bildbreite 30 cm.Abb. 13: Rotfleckiger Västervik-Quarzit, Straßenaufschluss an der L135 (Lok. 9), Bildbreite 35 cm.Abb. 14: Grauvioletter bis hellgrauer Västervik-Quarzit, rechts mit gefalteten Sedimentstrukturen, die später durch Bruchtektonik gegeneinander verstellt wurden. Aufschluss an der E4, Abfahrt Segelrum, Lokalität 10. Bildbreite 33 cm.Abb. 15: Rötlicher und feldspathaltiger Quarzit mit Blauquarz von einer Baustelle bei Piperskärr (Lok. 11).Abb. 16: Rotfleckiger Västervik-Quarzit mit Blauquarz (nasse Bruchfläche) aus dem Steinbruch Hjortkullen, Lokalität 12.Abb. 17: Violettblauer Quarzit, Schäre Grönö (Lok. 13). Bildbreite ca. 50 cm.Abb. 18: Roter Västervik-Quarzit; Straßenaufschluss an der Straße nach Hällingeberg (Lok. 14).Abb. 19: Grünlicher Quarzit, durchzogen von einem dunkelgrauen Band mit einer breiten roten Saumzone. Loser Stein von 20 cm Breite aus einem Steinbruch westlich von Gamleby (Lok. 15).Abb. 20: Rotgraue Meta-Arkose (Quarzit mit viel rotem Feldspat); Björnhuvud (Lok. 16), Bildbreite ca. 25 cm.Abb. 21: Graues gebändertes Metasediment. In der rechten unteren Bildhälfte sind dunkle (Cordierit?)-Flecken erkennbar. Straßenaufschluss an der E4 bei Nytorp (Lok. 17). Bildbreite 90 cm.Abb. 22: Graues Metasediment mit reliktischer sedimentärer Faziesverzahnung(?); Straßenaufschluss bei Nytorp (Lok. 17), Bildbreite 31 cm.
3.1. Gneise, Migmatite, Fleckengesteine
Nur ein kleiner Teil der Sedimentgesteine wurde während der svekofennischen Orogenese verfaltet und migmatitisiert. Aufschlüsse dieser „echten Migmatite“ finden sich auf dem Campingplatz Blankaholm (Lok. 2). Sie zeigen Fließfalten, primäre sedimentäre Lagenstrukturen sind kaum erkennbar. Wahrscheinlich handelt es sich um vulkanoklastische Sedimente, die durch einen aufsteigenden Granitkörper migmatisiert wurden (PRUß 2008). Das granitische Material der Leukosome (orange) könnte die Sedimente auch ohne Teilaufschmelzung konkordant durchdrungen haben („Adergneis“, s. u.).
Abb. 23: Migmatit am Ufer des Campingplatzes Blankaholm (Lok. 2), Bildbreite 65 cm. Grauer Gneis mit orangerotem Leukosom, umgeben von einem schmalen Saum aus dunklen Mineralen (Melanosom).Abb. 24: Gleicher Aufschluss; rechts unterhalb der Bildmitte ein Xenolith eines Fleckengesteins, Relikt aus einer früheren metamorphen Episode.Abb. 25: Gleicher Aufschluss, großer Quarzit-Xenolith im Migmatit; Bildbreite 70 cm.
Während des Aufstiegs von Granitplutonen (ältere Loftahammar- und jüngere Småland-Granitoide) kam es zu einer kontaktmetamorphen Veränderung der Metasedimente und zur Bildung der sog. „Adergneise“ (veined gneiss). Streng genommen sind dies keine Gneise, sondern Granofelse, die von granitischen Leukosom-Adern lagenweise (konkordant) durchdrungen oder diskordant durchschlagen wurden (Abb. 7). Diese granitischen Schmelzen könnten direkt aus dem Granit-Magma stammen (Arterite) oder durch Aufschmelzung aus älteren Gesteinen (z. B. Metasedimenten) mobilisiert worden sein (Venite). GAVELIN 1984 nimmt an, dass es sich vorwiegend um Venite handelt (Abb. 26, 27), da im Gelände keine direkten räumlichen Beziehungen zwischen aufsteigenden Granitkörpern und der Entwicklung von Adergneisen zu beobachten sind. LOBERG 1963 verweist zudem auf die Möglichkeit der Entstehung leukokrater Partien in migmatitähnlichen Metamorphiten durch metamorphe Differentiation im festen Zustand.
Abb. 26: Gesteinsblöcke mit Partien aus blauem und massigem Quarzit, dunklen Gneispartien sowie roten und pegmatitartigen Bereichen. Bildbreite etwa 1 m; Bruchmaterial aus dem Straßenbau, Pepparängsvägen, südöstlich von Västervik, Lokalität 18.Abb. 27: Gleicher Aufschluss. Blauer und massiger Quarzit, rotgrauer Gneis und rote pegmatitartige Partien („Adergneis“). Breite 42 cm.
Die Fleckengesteine des Västervik-Gebiets sind Metasedimente, in denen eine Neubildung von Mineralen in Gestalt von Granoblasten (Flecken) erfolgte. In älterer Literatur findet sich der Begriff „Fleckengneis“, weil sie eine den Gneisen ähnliche Lagentextur aufweisen. Diese ist in der Regel aber ein Relikt sedimentärer Schichtung und spiegelt unterschiedliche Mineralgehalte der Ausgangsgesteine wider (Abb. 29, 30). In den meisten Fällen handelt es sich bei den Fleckengesteinen ganz eindeutig um Granofelse.
Eine Fleckenbildung kann sowohl unter Bedingungen der Kontakt- als auch der Regionalmetamorphose erfolgt und von metasomatischen Vorgängen begleitet sein (LOBERG 1963). Unter geringem Druck und hohen Temperaturen (max. 650 Grad) kam es in Al- und Mg-reichen Ausgangsgesteinen lokal zur Neubildung von Mineralen wie Sillimanit, Andalusit und Cordierit in Gestalt von Flecken (Granoblasten). Während der retrograden Metamorphose wurden die neu gebildeten Minerale teilweise verändert, so dass heute nur noch Relikte vorliegen (Chloritisierung von Feldspat, Biotit, Andalusit, Cordierit). Cordierit, Andalusit und Sillimanit sind weit verbreitete metamorphe Neubildungen, Kyanit und Granat kommen in den Metasedimenten des Västervik-Gebiets praktisch nicht vor.
Unklar ist meist, ob die Form der Flecken durch vorherige, gleichzeitige oder nachfolgende Tektonik verursacht wurde. Nach GAVELIN 1984 erfolgte die Bildung von Flecken zu unterschiedlichen Zeiten und unterschiedlichen Bedingungen. Abfolgen metamorpher Zonen mit charakteristischen Mineralisationen lassen sich im Anstehenden über größere Areale nicht verfolgen. Weiterhin stehen die Vorkommen von Andalusit und Sillimanit in keiner Beziehung zu Granitkontakten, „Granitisierung“ oder Migmatisierung. Unterschiedliche Metamorphosegrade müssen vereinfacht auf variable Bedingungen wie die Aktivität wässriger Fluide, K-Metasomatose und pH-Wert zurückgeführt werden.
Abb. 28: Dunkle und leicht ausgelängte Flecken in einem hellgrauen Quarzit. Straßenaufschluss bei Segelrum (Lok. 19), Bildbreite etwa 1 m.Abb. 29: Graues Fleckengestein in der Nähe des Hafens auf Östra Skälö (Lok. 1). Die Bildung der schwarzen Cordierit-Flecken erfolgte bevorzugt innerhalb toniger, Al- und Fe-reicher Lagen. Entsprechend lässt sich die primäre Sedimentstruktur anhand fleckenreicher und fleckenarmer Partien nachvollziehen. Bildbreite etwa 1 m.Abb. 30: Rotgraues Fleckengestein mit fleckenreichen Lagen und (quarzitischen) Partien ohne Flecken. Aufschluss bei Casimirsborg (Lok. 20), Bildbreite etwa 150 cm.Abb. 31: Gleicher Aufschluss. Bildbreite: 50 cm.
Die fleckenreichen Partien sind hier weitgehend undeformiert, lediglich im obersten Bildteil erkennt man zerdrückte Flecken. Beim bizarr geformten Bereich handelt es sich vermutlich um eine bereits während der Ablagerung vollzogene Veränderung der Sedimente (tidales Milleu, Verzahnung sandiger und toniger Schichten, s. SULTAN et al 2005). Die Kerne der Fleckengesteine von Casimirsborg enthalten nach RUSSELL 1969 Andalusit und Sillimanit. Im inneren Kern ist manchmal unalterierter (bläulicher) Cordierit erkennbar. Die Kerne könnten ursprünglich vollständig aus Cordierit bestanden haben.
Abb. 32: Aufschluss Casimirsborg, Bildbreite 60 cm. Bereits während der Ablagerung dürfte auch diese konglomeratähnliche Partie entstanden sein, mit grauen und quarzitischen „Klasten“ ohne Flecken (ehemals sandige Sedimente) und weitgehend undeformierten Flecken in der „Matrix“.Abb. 33: Orangerotes Västervik-Fleckengestein, Aufschluss am See Rummen (Lok. 21). Bildbreite 50 cm.Abb. 34: Orangerotes Metasediment mit unregelmäßig konturierten schwarzen Flecken und grauen Partien mit reliktischer Schichtung. Schäre Grönö (Lok. 22), Bildbreite 60 cm.Abb. 35: Rotgraues Fleckengestein mit länglichen Flecken, Aufnahme unter Wasser. Halde am Pepparangsvägen (Lok 18).Abb. 36: Orangerotes und feldspatreiches Metasediment mit grauen Metasediment-Xenolithen („Krökö-Gneis“); Schäre Braviken (Lok. 23). Abb. 37: Graue, braune und rote Fleckenquarzite (glimmerhaltige Quarzite mit Sillimanit-Granoblasten). Nahgeschiebe vom Strandwall SE Västervik (Lok. 3), Bildbreite 50 cm. Eine Anstehendprobe dieses Gesteinstyps zeigt Abb. 59.
Im Västervik-Gebiet wurden bisher zwei Geschiebe eines dunklen und biotitreichen Granofels mit orangefarbenen Alkalifeldspat-Porphyroblasten gefunden (Abb. 38). Ein Anstehendes konnte bisher nicht lokalisiert werden. Das Gestein wird an anderer Stelle näher beschrieben, weil sich mittlerweile in Norddeutschland mehrere Geschiebe dieses Typs fanden.
Abb. 38: Glimmereiches Metasediment mit orangefarbenen Alkalifeldspat-Granoblasten. Fossiler Strandwall bei Västervik (Lok. 3). Foto: M. Bräunlich, kristallin.de.
4. Granitoide Gesteine
Eine vereinfachte und auf Feldbeobachtungen gestützte Einteilung unterscheidet “ältere” und “jüngere” Granitoide. Neuere geochemische Untersuchungen (NOLTE et al 2011, KLEINHANNS et al 2014) ergaben ein differenziertes Bild von fünf verschiedenen Gruppen von Plutoniten. Das genetische Modell geht von einer Bildung von Granitplutonen während extensionaler Phasen der Gebirgsbildung aus. Dabei kam es zu einer Teilaufschmelzung von tief versenkten Metasedimenten durch Druckentlastung und mafic underplating. Für die magmatischen Schmelzen wird ein geringer Transportweg angenommen.
Zu den älteren Granitoiden gehören die Granite des Loftahammar-Massivs, die vor 1,86-1,84 Ga entstanden und nachfolgend in einer zweiten Faltungsphase deformiert wurden. Die Gesteine besitzen teilweise ein mylonitisches Gefüge (Abb. 39), können Xenolithe von Metasedimenten enthalten und wurden von zahlreichen jüngeren Diabasgängen durchschlagen (magma mingling mit mafischen Injektionen). Zu den älteren Granitoiden gehört auch ein Gürtel von Granodioriten, der den nördlichen und östlichen Teil der Metasedimente umgibt (s. Abb. 60-62). Eine Beschreibung des Geschiebetyps „Loftahammar-Augengneis“ findet sich hier.
Abb. 39: Loftahammar-Augengneis (Probe: T. Langmann, Lok. 24). Das Gestein erhielt sein mylonitisches Gefüge durch Deformation eines Granitoids an einer duktilen Scherzone. Kennzeichnend sind augenförmige große Feldspat-Porphyroblasten, die von feinkörnigen und welligen Partien mit dunklen Mineralen und granuliertem Quarz umgeben sind.
Die jüngeren Granite des Transskandinavischen Magmatitgürtels („Småland-Granite“) im Süden und Westen des Västervik-Gebiets weisen makroskopisch nur geringe Anzeichen einer Deformation auf und besitzen ein Alter 1,84-1,77 Ga. Lokal finden sich fließende Übergänge von Graniten und Metasedimenten mit „Migmatiten“ oder „Adergneisen“. Manchmal ist der Kontakt auch scharf (Abb. 40). Zum Teil handelt es sich um „typische“ Småland-Granite mit viel rotem Alkalifeldspat und Blauquarz (Abb. 41, 44). Andere Granite sind eher unauffällige Gesteine, wie der Skaftet-Granit, einer heterogenen Mischung mit einem Fließgefüge aus granodioritischem und granitischem Magma (Abb. 45).
Abb. 40: Scharfer Kontakt zwischen Västervik-Quarzit (rechts) und jüngerem Granit („Småland-Granit“, links). Bildbreite ca. 40 cm (Lok. 25).Abb. 41: Roter Alkalifeldspatgranit mit Blauquarz („jüngerer“ Granit, Småland-Granit), Aufnahme unter Wasser. Straßenaufschluss an der L135 (Lok. 26).Abb. 42: NE-Småland-Granit mit zerdrücktem („zuckerkörnigem“) Quarz, Aufnahme unter Wasser. Sog. „Edelhammar-Granit“ (vgl. skan- kristallin.de) aus einem aufgelassenen Steinbruch bei Västrum (Lok. 27).Abb. 43: Gleicher Stein, Nahaufnahme des Gefüges.Abb. 44. Leicht deformierter „jüngerer“ Granit, Straßenaufschluss am Skälövägen (Lok. 28).Abb. 45: Skaftet-Granit („jüngerer Granit“); Mischung eines granodioritischen und granitischen Magmas (magma mingling). Aufschluss in der Nähe der Kirche in Västrum (Lok. 29), Bildbreite etwa 1 m.
Zahlreich finden sich in den Aufschlüssen des Västervik-Gebiets Gänge und Adern aus Apliten, Pegmatiten (auch Turmalin-Pegmatite; Lok. 30, kein Foto) oder auch Blauquarz in den Metasedimenten.
Abb. 46: Ader mit Blauquarz in einem grauen Metasediment am Hafen Östra Skälö (Lok. 1).Abb. 47: Quarz-Feldspat-Ader mit stengeligen Amphibol-Kristallen; Bildbreite 25 cm; Straßenkreuzung Blankaholm/E4 (Lok. 31).
Hierbei könnte es sich um ein Quarz-Plagioklas-Gestein handeln, das GAVELIN 1984 in ähnlicher Form aus einem Aufschluss in der Nähe beschreibt (500 m N der Abzweigung nach Blankaholm). Es durchdringt die Metasedimente in Form heller Adern mit gebleichter und 1-2 cm breiter Reaktionszone und kristallisierte aus Lösungen, die aus Metabasiten innerhalb der älteren Granite mobilisiert wurden (Na-Metasomatose, Anreicherung von Plagioklas). Eine Probenahme und sichere Bestimmung von Plagioklas war nicht möglich.
Am Badplats Gunnebo (Lok. 32) steht ein mittelkörniger und grauer bis rotgrauer Granit an, der Xenolithe von migmatitisierten Metasedimenten führt. Die dunklen Xenolithe weisen eine Lagentextur auf. Teilweise besitzen sie scharfe Konturen, teilweise sind sie weitgehend assimiliert. Die Fragmente könnten beim Magmenaufstieg in der Dachregion des Plutons in den viskosen Granit eingetragen und von der Schmelze nicht mehr vollständig „verdaut“ worden sein.
Abb. 48: Granit vom Badplatz Gunnebo (Lok. 32) mit Xenolithen von Metasedimenten, Aufnahme unter Wasser.
5. Mylonite
Minerale wie Quarz und Feldspat werden in der oberen Erdkruste bei Einwirkung von gerichtetem Druck zerbrochen und granuliert (Sprödbruch). Bei geeigneter Tiefe und entsprechend hohen Temperaturen kommt es innerhalb einer Scherzone jedoch zu einer duktilen Deformation, bei der die Gesteine feinkörnig zermahlen (Mylonit = Mahlstein) und gleichzeitig große und augenförmige Feldspat-Aggregate heranwachsen können (sog. Porphyroblasten). Ein Beispiel für einen mylonitischen Gneis mit großen Feldspat-Porphyroblasten ist der Loftahammar-Augengranit (Abb. 39), der innerhalb einer großen NW-SE streichenden Deformationszone entstand (Loftahammar-Linköping-Deformationszone, LLDZ). Die LLDZ trennt die Gesteine des TIB im Süden von den Gesteinen der svekofennischen Domäne und deformierte in der Zeit ihrer Aktivität vor 1,8-1,78 Ga Gesteine im Umkreis von 10-15 km.
Am Langsjön westlich von Ankarsrum (Lok. 33) befindet sich ein Aufschluss einer kleinen Mylonitzone, die etwas jünger ist und nicht im Zusammenhang mit der LLDZ steht. Hier lässt sich der Einfluss einer duktilen Scherzone auf die umgebenen Gesteine gut studieren. Zwei unterschiedliche Granite sind durch eine nur etwa 1,5 – 2 m breite Scherzone mit Ultramyloniten voneinander getrennt und zu beiden Seiten von einem mehrere Meter breiten Übergangsbereich begleitet.
Abb. 49: Mylonitzone am Langsjön (Lok. 33). Die Scherzone ist der Bereich mit den dunklen Gesteinen. Nach Osten (rechts) geht sie mit scharfer Grenze in ein helles Quarz-Feldspat-Gestein und nach etwa einem Meter in einen hellen Småland-Granit über. Länge des Hammers 60 cm.Abb. 50: Ultramylonit mit epidot- und chloritreichen Lagen aus dem Zentrum der Scherzone. Das Gestein wurde stark zerschert und ist bedeutend feinkörniger als das Wirtgestein, aus dem es geformt wurde.Abb. 51: Auf der linken Seite (westlich) der Scherzone steht ein dunkler und mylonitisierter Småland-Granitoid mit großen Feldspat-Porphyroblasten an. Das Gestein ist von einer grünen Epidot-Ader durchzogen.Abb. 52: Einige Meter weiter findet sich ein biotitreicher und augenscheinlich weitgehend undeformierter Småland-Granit mit wenigen großen Blauquarzen.Abb. 53: Ganz anders sieht dieser rotgraue porphyrische Småland-Granit östlich der Scherzone aus, etwa 15 m entfernt vom Granit im vorigen Bild.
6. Metavulkanite
Zeugen einer vulkanischen Aktivität, die den TIB-Vulkaniten vorausging, finden sich nur untergeordnet und als Relikte im südlichen Teil des Västervik-Gebiets. Durch metamorphe Überprägung ist von den Ausgangsgesteinen kaum noch etwas zu erkennen (z. B. Migmatite auf dem Campingplatz Blankaholm, Abb. 23-25).
In einem kleinen Gebiet nördlich von Ankarsrum stehen Vulkanite an, die zu den ältesten des TIB gerechnet werden (GAVELIN 1984). Neben Andesiten, Basalten und Rhyolithen finden sich hier auch leicht deformierte Pyroklastite mit Epiklasten von Västervik-Quarzit. Letztere weisen darauf hin, dass die Vulkanite in diesem Gebiet direkt auf den Gesteinen der Västervik-Formation abgelagert wurden und somit zur Basis des TIB gehören dürften.
Abb. 54: Roter und deformierter Pyroklastit, loser Stein auf einer gerodeten Waldfläche nördlich von Ankarsrum (Lok. 34).Abb. 55: Bruchfläche des gleichen Gesteins, Vulkanit mit grauen und ausgelängten Quarzitklasten. Aufnahme unter Wasser.
7. Metabasite
Verschiedene Generationen von basischen Gesteinen durchziehen als Gänge oder Sills die Metasedimente und die älteren Granitoide. Auch eigenständige kleinere Massive kommen vor. Die ursprünglich basaltischen Gesteine wurden während der Metamorphose in Amphibolite umgewandelt (Metabasite).
Abb. 56: Kontakt eines Amphibolit-Körpers (links) mit hellem Västervik-Quarzit. Temporärer Aufschluss auf einer Baustelle auf Piperskärr (Lok. 11).Abb. 57: Die Grenze zwischen Quarzit und Amphibolit ist scharf. Mineralneubildungen durch kontaktmetamorphe Überprägung (z. B. Sillimanitflecken) sind nicht erkennbar. Lediglich einige Blauquarz-Partien finden sich im Kontaktbereich. Bildbreite 90 cm.Abb. 58: Grobkörniger Amphibolit, durchzogen von einer weißen Quarz-Feldspat-Ader. In unmittelbarer Nähe (Kontaktbereich) und vermutlich anstehend fand sich ein dunkelgrauer Fleckenquarzit. Fahrweg vom Parkplatz Tjust Motell Richtung Falkhagen (Lok. 35). Bildbreite 35 cm.Abb. 59: Dunkelgrauer und glimmerreicher Quarzit mit weißen Sillimanitflecken (Fleckenquarzit), Aufnahme des Gefüges unter Wasser; Lok. 35.
Injektionen mafischer Gesteine kommen besonders zahlreich in den älteren Granitoiden vor. Scharfe Kontakte lassen auf ein Eindringen nach der Erstarrung schließen (Abb. 60).
Abb. 60: Anatektischer Granodiorit (älterer Granitoid). Ein basaltischer Gang drang entlang der Foliation ein und wurde nachfolgend dextral zerschert. Andere Gänge an diesem Aufschluss weisen eine duktile Deformation auf. Händelöp (Lok. 36).
Ein längerer Küstenabschnitt mit diversen Aufschlüssen bei Grimsvik (Lok. 37, Abb. 61-62) zeigt verschiedene Stadien von magma mingling zwischen älteren Granodioriten des zentralen Granodiorit-Gürtels und basischen Intrusionen (Metagabbro). Hier lässt sich beobachten, wie mafische Gesteine durch das mobile Magma zerrissen wurden, teilweise sind auch Auflösungsvorgänge erkennbar.
Abb. 61: Kantige, durch das aufsteigende helle Magma fragmentierte, aber nur wenig assimilierte Metabasite. Küstenaufschluss bei Grimsvik (Lok. 37), Bildbreite 180 cm.Abb. 62: Duktile Deformation von Metabasiten, erkennbar an der Einregelung länglicher und gerundeter Fragmente („Fließtextur“). Auf eine zeitgleiche Entstehung beider Magmen weisen gelegentlich in den Metabasiten enthaltene Fragmente von Granodiorit hin. Bildbreite 120 cm.Abb. 63: Aufschluss mit basischen Metatuffiten am Hafen von Östra Skälö. Die vulkanischen Lockergesteine (Tuffe) wurden durch Metamorphose in Amphibolite bzw. Amphibol-Feldspat-Gesteine umgewandelt. Eine sedimentäre Schichtung ist in Gestalt dunkler und heller Partien nachvollziehbar (Lok. 1).Abb. 64. Gleicher Aufschluss, Nahaufnahme.
8. Verzeichnis der Lokalitäten
Abb. 65: Übersichtskarte der beprobten Lokalitäten. Kartenausschnitt aus BERGMAN et al 2012, Quelle: sgu.se.
1 – Hafen von Östra Skälö – zahlreiche Aufschlüsse im Hafengebiet und an der Fahrstrecke; Västervik-Fleckengestein: orangefarbene und graue Variante; Quarzader im Metasediment; Metabasite. 57.58986, 16.63201
2 – Campingplatz Blankaholm – Migmatite aus Metavulkaniten der Västervik-Formation; gekritzte Felsen. 57.588476, 16.516876.
3 – Fossiler Strandwall an der Straße nach Händelöp, SSE Västervik – Nahgeschiebe (Quarzite, Fleckenquarzite, Feldspat-porphyroblastischer Glimmerquarzit). 57.718765, 16.671451 (Parkplatz).
4 – Nahgeschiebe als Einfassung auf dem Parkplatz des ICA-Stormarknat Västervik.
57.767546, 16.595644
5 – Alter Wasserturm Västervik, Repslagaregatan 5 – Großflächiger Aufschluss mit Quarzit in div. Farbvarianten: hell, rötlich bis dunkelgrau; keine Fleckenbildung. Größter Teil der Quarzite ist mit Flechten bewachsen. 57.753211, 16.647462.
6 – Frischer Straßenaufschluß an der 135, kurz hinter Gamleby- hellgrauer und glimmerarmer Västervik-Quarzit; Västervik-Fleckengestein; graue Quarzite. 57.91547, 16.36795.
7 – Aufschluss an der Piste von Blankaholm nach Skjorted; Dunkelgrauer Västervik-Quarzit m. granitischen Adern; Felsen an einem Bootsanleger, kurz vor Skjorted.
57.623770, 16.511087.
8 – Wellenrippel in dunkelgrauem Quarzit, Straßenaufschluss an der E4; 57.86080, 16.42724 (Parkplatz); vom Parkplatz 300 m nach N gehen.
9 – Straßenaufschluss an der 135 – rotfleckiger Quarzit, div. Västervik-Quarzite. 57.91458, 16.30901 (Parkplatz); vom Parkplatz Richtung Westen gehen.
10 – Straßenaufschluss an der E22, Abfahrt Segelrum – helle Quarzite mit sedimentärer Reliktschichtung; Fleckenbildung. 57.850582, 16.432278.
11 – Großflächige Baustelle auf Piperskärr, temporärer Aufschluss – heller und roter Quarzit; in den Quarzit eingeschalteter Amphibolitkörper (ca. 20x20m). 57.76751, 16.66553.
16 – Björnhuvud, SW Västrum – migmatitischer Gneis; wenige Aufschlüsse in diesem Gebiet. 57.626283, 16.528614.
17 – Straßenaufschluss an der E4, Abfahrt Nytorp – graue Quarzite, sedimentäre Reliktstrukturen. 57.86056, 16.42667.
18 – Pepparängsvägen S Västervik, Halde aus temporären Strassenbaumaßnahmen – Västervik-Fleckengestein, blaue Quarzite. 57.722189, 16.673201 (Fundstelle erloschen).
19 – Straßenaufschluss an der E4, Abfahrt Segelrum – Västervik-Quarzit. 57.850582, 16.432278.
20 – Felsen an der Küste bei Casimirsborg (Privatgelände!) – Västervik-Fleckengestein. 57.874100, 16.435327.
21 – Großflächige Aufschlüsse am Wegesrand und im Gebiet des Nordufer des Rummen, NW Gamleby – rotes Västervik-Fleckengestein. Etwa 57.937173, 16.285627.
22 – Schäre Grönö bei Västervik – rotes Västervik-Fleckengestein. Etwa 57.715250, 16.720567.
23 – Schäre Braviken; Bratviken – rote Metasedimente. Etwa 57.721625, 16.706725, Gebiet größtenteils Privatbesitz.
24 – Straßenaufschluss an der 213, ca. 1,5 km westlich von Loftahammar – Loftahammar-Augengneis. 57.90857, 16.65788.
25 – Straßenaufschluss am Skälövägen – Kontakt zwischen Västervik-Quarzit und jüngerem Småland-Granit“. 57.60534, 16.60882; Parken: Rävrompan.
26 – Straßenaufschluss an der 135 – roter TIB-Augengranit mit Blauquarz. 57.91006, 16.18458.
29 – Aufschluss in der Nähe der Kirche in Västrum – Skaftet-Granit, jüngerer Granit („Småland-Granit“). Mingling von zwei Granit-Sorten. Parken an der Kirche in Västrum, ca. 57.658305, 16.574750.
30 – Strassenanschnitt an der Hauptstrasse ca. 1 km S von Gunnebo – Pegmatit mit intensivem Blauquarz, Kleiner Aufschluss (30x30cm). Etwa 57.709298, 16.541656.
31 – Frische Straßenaufschlüsse auf dem Parkplatz an der Abfahrt Blankaholm von der E 22 – hellgraue Quarzite; Quarzite mit schwarzen Flecken (deformiert); Quarz-Feldspat-Adern im Quarzit (Plagioklas?). 57.588424, 16.486632.
32 – Badplats Gunnebo – metasedimentäre Xenolithe im Granit; Aufschluss stark verwachsen. 57.716333, 16.563139.
33 – Mylonitzone am Langsjön – duktile Scherzone mit Myloniten und Småland-Graniten am Langsjön, westlich von Ankarsrum. 57.696139, 16.286194. Parken am kleinen Campingplatz auf der anderen Strassenseite.
34 – Waldfläche nördlich Ankarsrum, 1 km E von Stormandebo (Wegweiser: Stormbo) – Vulkanite des TIB mit Quarzit-Epiklasten. 57.738264, 16.351129.
35 – Fahrweg vom Parkplatz Tjust Motell Richtung Falkhagen, Felsen im Wald – Amphibolit; Fleckenquarzit. 57.86883, 16.41978.
36 – Aufschlüsse hinter dem Hafen von Händelöp – mafische Adern im Granodiorit. Etwa 57.674075, 16.748323; Parkplatz: 57.675382,16.744969.
37 – Grimsvik; einzelne Aufschlüsse an der Küste auf 2,5- 3 km Länge – magma mixing von Granodiorit und Gabbro. Parkmöglichkeit: 57.690645, 16.700778; durch den Wald zur Küste (57.692793, 16.703750).
38 – Piperskärr, nordwestlich von Västervik, Ufer des Gamlebyviken – Geschiebefund eines Feldspat-porphyroblastischen Glimmerquarzits. 57.83064, 16.54737.
9. Literatur
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In ostschwedischen Geschiebegesellschaften finden sich regelmäßig größere Blöcke von Metamorphiten, die als Gneise vom Sörmland-Typ bezeichnet werden. Der Geschiebetyp ist ein grauer migmatitischer Paragneis mit großen Granat-Porphyroblasten und größeren Mengen an graublauem Cordierit. Optional kann auch Sillimanit enthalten sein. Solche Paragneise sind anstehend aus dem Sörmlandbecken bekannt. Ob der Gesteinstyp als Leitgeschiebe geeignet ist, bleibt zunächst offen, da sein Verbreitungsgebiet in Sörmland recht groß, zudem die Frage nach weiteren möglichen Heimatgebieten dieser Granat-Cordierit-Gneise nicht hinreichend beantwortet ist.
Abb. 2: Gleicher Stein, Nahaufnahme. Graue und feinkörnige Gneispartien wechseln sich mit linsenförmigen Leukosomen aus Quarz und Feldspat ab. Das Gestein enthält große Mengen von hellrotem Granat.Abb. 3: Gleicher Stein, Nahaufnahme (Bildbreite 10 cm). Ein grobkörniges Leukosom enthält neben Granat- und Feldspat-Körnern auch graublauen Cordierit.
1. Beschreibung
Die migmatitischen Gneise vom Sörmland-Typ enthalten helle, häufig linsenförmige Partien mit einem grobkörnigen Gefüge aus Quarz und Feldspat (Leukosom), umgeben von dunklen feinkörnigen und glimmerreichen Bereichen (Melanosom bzw. Restit). Auch hellgraue Partien des gneisigen Ausgangsgesteins (Paläosom) sind meist erkennbar. Als Geschiebe finden sich sowohl Adergneise mit hellen und dunklen Partien, als auch stärker deformierte Gneise/Migmatite, in denen die Adertextur nur noch ansatzweise erkennbar ist. Die feinkörnigen und dunklen Partien des Paläosoms bestehen aus Biotit, Quarz und Feldspat mit einem Biotit-Anteil von 40-70%.
Hellroter bis rotvioletter Granat bildet Porphyroklasten, entweder unregelmäßig geformte Partien, aber auch kompakte runde Aggregate mit einem Durchmesser bis 5 cm. Diese sind ungleichmäßig im Gestein verteilt und durch Kataklase zerbrochen. In den Porphyroklasten können Einlagerungen grüner Minerale vorkommen (z. B. Chlorit).
Neben Granat ist reichlich Cordierit enthalten, sowohl in den feinkörnigen, dunklen und biotitreichen Bereichen (Matrix aus Biotit, Quarz und Feldspat), als auch „schwimmend“ in den Leukosomen. Cordierit ist grau, idealerweise bläulich-grau getönt und – im Gegensatz zu den quarzhaltigen Partien – von dunklen Glimmerplättchen durchsetzt. Das Erkennen von Cordierit in Metamorphiten setzt einige Übung voraus, s. kristallin.de. Abb. 13-15 zeigt sehr schön das Erscheinungsbild von Cordierit in einem Cordierit-Gneis.
Optional kann Sillimanit enthalten sein, entweder fein verteilt und makroskopisch kaum erkennbar oder in Form weißer bis silbrig-grauer und feinfaseriger Aggregate. Ein sillimanitreicher Geschiebetyp (Granat-Cordierit-Sillimanit-Gneis) wird weiter unten separat vorgestellt.
Gemäß den international empfohlenen Nomenklaturregeln lassen sich Metamorphite nach Textur-Merkmalen, Mineralbestand oder dem Ausgangsgestein benennen (FETTES & DESMONS 2007). Für unseren Geschiebetyp ergeben sich daher mehrere mögliche Bezeichnungen: „Migmatischer Paragneis“ (Textur), „Granat-Cordierit-Gneis“ (Mineralbestand) oder auch „Meta-Grauwacke“ (mögliches Ausgangsgestein). Daraus lässt sich das Wort-Ungetüm „migmatitischer Granat-Cordierit-Paragneis vom Sörmland-Typ“ zusammensetzen, eine präzise, aber unhandliche Bezeichnung. In Schweden heißt das Gestein (zusammen mit ähnlichen Metasedimenten ohne Granat und Cordierit) schlicht „Sörmland-Adergneis“. Der Gesteinstyp wird in VINX 2016: 118-120 beschrieben. Siehe auch MÖLLER & APPEL 2016, ALTENBURG 2011. HESEMANN 1975: 21 und ZANDSTRA 1988: 204 erwähnen das Gestein nur kurz, SMED P & EHLERS J 2002 führt es gar nicht auf.
2. Entstehung und Herkunft
Das Sörmland-Becken ist ein Teil
des svekofennischen Orogens, das sich ungefähr in einem Dreieck zwischen den
Städten Stockholm, Västerås und Norrköping erstreckt. In diesem Gebiet finden
sich überwiegend graue Metasedimente (Paragneise), hervorgegangen aus Grauwacken
und tonigen Sedimenten, die vor etwa 1,9 Ga in einem Meeresbecken zwischen
einem Inselbogen und einem Kontinent abgelagert wurden. Während der Akkretion
des Inselbogens vor etwa 1,77-1,83 Ga erfolgte die Subduktion und Metamorphose
der Sedimente in einer Tiefe von etwa 10-20 km (Andersson
1991). Gleichzeitig kam es zum Aufstieg von Graniten (Stockholm-Granittyp),
verbunden mit einer Aufarbeitung und Migmatisierung der Metasedimente. Granat,
Cordierit und Kalifeldspat sind metamorphe Neubildungen in Al- und K-reichen
Metapeliten unter Bedingungen der oberen Amphibolit- bis unteren
Granulitfazies. Vorkommen von Granat-Cordierit-Gneisen scheinen im
Sörmland-Becken nur eine begrenzte Ausdehnung zu besitzen, ebenso
granatführende Gneise oder Cordierit-Gneise. Ein großer Teil der Metasedimente
sind migmatitische Quarz-Feldspat-Gneise ohne signifikante Mengen an Granat
oder Cordierit.
Granat-Cordierit-Gneise vom Sörmland-Typ
finden sich mitunter gehäuft in ostschwedischen Geschiebegesellschaften,
zusammen mit Vänge-, Uppsala- und Sala-Granit. Die graue Signatur in der
Übersichtskarte (Abb. 4) zeigt die Verbreitung von Meta-Grauwacken,
Meta-Argilliten und Paragneisen im Sörmland-Becken. Innerhalb dieses Gebietes,
das für ein mögliches Leitgeschiebe eine respektable Ausdehnung besitzt, ist
mit Vorkommen von Granat-Cordierit-Gneisen und den weiter unten vorgestellten
Varianten mit viel Sillimanit zu rechnen.
Kleinere Vorkommen ähnlicher Gesteine finden
sich nördlich von Gävle im Bottnischen Becken (Andersson
et al 2006: 679-697). Granatführende Paragneise (ohne Cordierit) kommen
auch weiter nördlich vor: ein riesiges Becken mit Metasedimenten verläuft von
Westfinnland aus quer durch die Bottensee bis in die Mitte Nordschwedens (pers.
Mitteilung M. Bräunlich, s. Probe aus diesem Gebiet in Abb. 9). Aus dem
Schärengarten von Turku in Südfinnland sind granatführende Paragneise (auch
Granat-Cordierit-Gneise?) bekannt. Spielen Geschiebe vom finnischen Festland in
Norddeutschland auch nur eine sehr untergeordnete Rolle, ist unklar, ob sich diese
Vorkommen am Grund der Ostsee nach Westen fortsetzen bzw. weitere
Unterwasser-Vorkommen mit Granat-Cordierit-Gneisen existieren.
Abb. 4: Verbreitung von Meta-Grauwacken, Meta-Argilliten und Paragneisen in Sörmland (mögliches Verbreitungsgebiet der Granat-Cordierit-Gneise), graue Signatur. Im Text genannte Fundlokalitäten sind gelb markiert. Karte nach STEPHENS et al 2009.
3. Anstehender Sörmlandgneis
Bisher liegen nur wenige Vergleichsproben von Sörmland-Gneisen mit Granat und Cordierit vor (s. a. skan-kristallin.de). Die folgenden Proben stammen von der Insel Oaxen, wo der Sörmland-Gneis als Umgebungsgestein eines Marmorvorkommens gut aufgeschlossen ist (Lok. 1).
Abb. 5: Anstehender grauer Paragneis auf der Insel Oaxen; große Linse eines Leukosoms aus Feldspat und Quarz, umgeben von einem dunklen Melanosom. Höhe am rechten Bildrand ca. 3 m.Abb. 6. Granat-Cordierit-Paragneis (Sörmland-Gneis), Block mit frischer Bruchfläche aus einer Uferbefestigung auf der Insel Oaxen.Abb. 7: Handstück von der gleichen Lokalität, Aufnahme unter Wasser. Bläulicher Cordierit ist u. a. rechts der Bildmitte in den feinkörnigen Gneispartien erkennbar.Abb. 8: Weitere Probe von der gleichen Lokalität mit rotem Granat sowie graublauem Cordierit in den dunklen und feinkörnigen Gneispartien. Die cordierithaltigen Partien sind von feinen Glimmerplättchen durchsetzt. Im grobkörnigen Leukosom ist zusätzlich bläulicher Alkalifeldspat (perthitische Entmischung) und bläulicher Quarz enthalten.
Die nächste Probe ist ein grauer und migmatischer Paragneis mit Granat (augenscheinlich ohne Cordierit) aus Nordschweden.
Abb. 9: Granatführender Paragneis (ohne Cordierit), Anstehendprobe von Hudiksvall, östlich vom See Dellen (Lok. 2). Foto: M. Bräunlich, kristallin.de.
4. Weitere Paragneise aus Sörmland
Auf mehreren Reisen in das Gebiet des Sörmland-Beckens konnte ein kleiner Eindruck von den variantenreichen Paragneisen dieses Gebietes gewonnen werden, im Anstehenden und anhand von Nahgeschieben. Ein größerer Teil der Metasedimente sind Adergneise bis stark migmatitische Gneise aus Biotit, Quarz und Kalifeldspat, die auf den ersten Blick keine größeren Mengen von Granat oder Cordierit enthalten (gewöhnliche Sörmland-Adergneise, Abb. 10,11). Lokal treten auch migmatitische und granatführende Paragneise mit viel weißem Alkalifeldspat (Abb. 12) auf. An einer weiteren Lokalität fanden sich ausschließlich cordierithaltige Gneise (Cordieritgneis, Abb. 13-15). Die mineralische Zusammensetzung der Metasedimente (mit oder ohne Granat und Cordierit) hängt von der Zusammensetzung (Fe- und Mg-Gehalt) der Ausgangsgesteine und dem Grad ihrer metamorphen Umwandlung ab.
Abb. 10: Adergneise und migmatitische Gneise ohne Granat und Cordierit, Nahgeschiebe am Geröllstrand von Skansholmen, S Stockholm (Lok. 3).Abb. 11: Grauer Sörmland-Adergneis, Nahgeschiebe am Geröllstrand von Skansholmen; Breite 24 cm.Abb. 12: Paragneis mit Granat-Porphyroblasten und reichlich weißem Kalifeldspat, Aufnahme unter Wasser. Abschlag von einem großen Block aus der Uferbefestigung am Campingplatz Skansholmen (Lok. 3).
5. Cordieritgneis von Flen
Cordieritgneise kommen verbreitet im nordischen Grundgebirge vor. Geschiebefunde lassen sich keiner näheren Herkunft zuordnen. Die folgenden Proben aus der Nähe von Flen stammen aus einem Kiesabbau, in dem gleichzeitig anstehender Cordieritgneis in einem Steinbruch abgebaut wurde (Lok. 4). Solche kombinierten Lagerstätten sind in Schweden häufiger anzutreffen, wenn die glazialen Deckschichten über dem kristallinen Grundgebirge nur eine geringe Mächtigkeit aufweisen.
Abb. 13: Cordieritgneis aus einem Steinbruch bei Flen. Das Gestein enthält neben weißem Feldspat und Biotit große Mengen an bläulichem Cordierit. Abb. 14: Nahaufnahme unter Wasser. Die bläulichen Cordierit-Partien sind von feinen Biotit-Plättchen durchsetzt.Abb. 15: Nahaufnahme, nasse Bruchfläche.Abb. 16: In der Kiesgrube fanden sich große Nahgeschiebe von Adergneisen und Cordieritgneisen, aber keine granathaltigen Metasedimente. Das Bild zeigt einen grobkörnigen Paragneis mit größeren Mengen an bläulichem Cordierit (Breite 29 cm).
6. Geschiebefunde vom Sörmland-Typ
Die nächsten Bilder zeigen Geschiebe von Granat-Cordierit-Paragneisen aus Norddeutschland. Als Sörmland-Typ können die Adergneise bis migmatitischen Gneise in Abb. 1-3, 17 und 20-21 angesehen werden. Sie dürften teilweise, möglicherweise aber nicht ausschließlich aus dem Sörmland-Becken stammen.
Abb. 17: Migmatitischer Granat-Cordierit-Gneis vom Sörmland-Typ. Graublauer Cordierit findet sich in der Nähe der Granatkörner und innerhalb der biotitreichen Partien. Polierte Schlifffläche eines Geschiebes im Findlingspark Nochten (Niederlausitz).Abb. 18: Migmatitischer Paragneis, Großgeschiebe aus dem Tagebau Welzow-Süd, Findlingslager Steinitz bei Drebkau (Niederlausitz). Breite 56 cm.Abb. 19: Nahaufnahme der nassen Oberfläche. Farblose bis hellgraue und von Biotit durchsetzte Partien deuten auf Cordierit hin.Abb. 20. Granat-Cordierit-Paragneis, Kiesgrube Penkun (Brandenburg); schwach bläulich-graue Cordierit-Partien sind mit Biotit durchsetzt.Abb. 21: Paragneis mit Granat und grauem Cordierit; Aufnahme einer Bruchfläche unter Wasser. Kiesgrube Teschendorf bei Oranienburg.Abb. 22: Feinkörniger Adergneis mit großen Granat-Porphyroblasten; Cordierit ist nicht erkennbar. (Findlingslager Steinitz bei Drebkau, Niederlausitz).Abb. 23: Granat-Cordierit-Gneis, Kiesgrube Hoppegarten bei Müncheberg (Brandenburg).Abb. 24: Gleicher Stein, polierte Schnittfläche. Die Granate weisen teilweise sechseckige Umrisse und nur geringe Spuren einer Kataklase auf.Abb. 25: Nahaufnahme; dunkle Partien mit blaugrauem Cordierit.Abb. 26: Grünlicher Granat-Cordierit-Gneis, Aufnahme unter Wasser. Kiesgrube Hoppegarten bei Müncheberg. Abb. 27: Nahaufnahme. Neben etwas graublauem Cordierit sowie Biotit sind größere Mengen eines grünen und glimmerähnlichen Minerals enthalten (vermutlich Chlorit als Alterationsprodukt von Cordierit).
7. Granat-Cordierit-Sillimanit-Paragneis
Ein eher seltener Geschiebefund sind Gneise vom Sörmland-Typ, die neben Granat und Cordierit weiße oder silbrig-graue und feinfaserige Aggregate von Sillimanit in bedeutender Menge enthalten. MÖLLER & APPEL 2016 beschreiben einen Geschiebefund von der Eckernförder Bucht, rekonstruieren seine Metamorphosegeschichte anhand mikroskopischer Untersuchungen und diskutieren eine mögliche Herkunft aus dem Sörmland-Becken. Die Paragenese aus Kalifeldspat, Cordierit und Sillimanit ist kennzeichnend für eine granulitfazielle Metamorphose (750 Grad, 4,5-5,5 Kbar). Damit lässt sich das mögliche Herkunftsgebiet dieses Gneis-Typs auf eine etwa 150 x 70 km große Fläche in Sörmland einschränken, nach Ansicht der Autoren ein zu großes Gebiet für ein Leitgeschiebe.
Das von MÖLLER & APPEL 2016 beschriebene Geschiebe enthält rosarote, linsenförmige und xenomorphe Porphyroblasten von Granat, die größer sind als alle anderen Minerale. Die Porphyroblasten enthalten Einlagerungen von grünlichem Chlorit, besitzen einen hellen Saum von Feldspat oder Cordierit und werden von Partien mit Sillimanit und Biotit „umflossen“. Sillimanit ist eng mit Biotit verwachsen und kommt in zwei Generationen vor: fibrolithisch und in Gestalt dickerer Nadeln.
Abb. 28: Migmatitischer Granat-Cordierit-Paragneis mit länglichen und faserigen Aggregaten von weißem bis dunkelgrauem Sillimanit. Kiesgrube Teschendorf bei Oranienburg (Brandenburg), Aufnahme unter Wasser.Abb. 29: Grauer Granat-Cordierit-Sillimanit-Paragneis. Kiesgrube Althüttendorf (Brandenburg), Aufnahme unter Wasser.Abb. 30: Gleicher Stein, Anschnitt eines grobkörnigen Leukosoms mit rotem Granat und graublauem Cordierit. Abb. 31: Nahaufnahme der feinkörnigen Matrix mit parallel orientierten Aggregaten aus faserigem Sillimanit und schwach graublauem Cordierit.
8. Verzeichnis der Lokalitäten
Lok. 1: Insel Oaxen; Sörmland-Gneis in der Umgebung des Marmorvorkommens; Anstehendprobe aus dem NW der Insel (etwa 58.974057, 17.711479).
Lok. 2: Hudiksvall; Baustelle E vom See Dellen (etwa 61.716382, 17.049936).
Lok. 3: Skansholmen, S Stockholm: Nahgeschiebe; Uferbefestigung aus Granatgneis am Campingplatz (59.04647, 17.69313).
Lok. 4: Kiesgrube und Steinbruch SW von Flen; Nahgeschiebe und anstehender Cordieritgneis (59.015037, 16.583747).
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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).
Abb. 1: Schonen-Lamprophyr, basaltähnliches Gestein mit orangebraunen Olivin- und schwarzgrünen Pyroxen-Einsprenglingen. Geschiebe von der Halbinsel Wustrow bei Rerik.Abb. 2: Nahaufnahme
Lamprophyre bilden eine eigenständige Gesteinsgruppe dunkler und basaltähnlicher Ganggesteine unter den Alkaligesteinen. Die Bezeichnung (lamprós griech. hell, glänzend) verweist auf die glänzenden Kristallflächen großer Amphibol- oder Biotit-Einsprenglinge auf der Bruchfläche (Abb. 23). Nur porphyrische Varianten sind auch mit einfachen Mitteln als Lamprophyre erkennbar. Die Grundmasse der Gesteine ist feinkörnig, neben Biotit und/oder Amphibol können Pyroxen oder Olivin als Einsprengling auftreten. Olivin besitzt eine grüne, im alterierten Zustand eine gelbliche bis rötlichbraune Färbung. Lamprophyre reagieren auf einen Handmagneten und enthalten in der Regel einige mit weißen Sekundärmineralen (Kalzit, Zeolithe) verfüllte Blasenhohlräume (sog. Ocelli). Feldspat- und Quarz-Einsprenglinge kommen nicht vor.
Die Gesteine werden in großer Tiefe aus Mantelschmelzen gebildet und steigen in der Spätphase von Intrusionen als Gänge auf, z. B. in Alkaligesteinsvorkommen, aber auch als Begleiter von Granitplutonen. Die einst unüberschaubare Fülle von Lokal- und Spezialbezeichnungen für Lamprophyre und andere Alkaligesteine wurde weitgehend durch eine Klassifikation nach ihrer mineralogischen Zusammensetzung obsolet (DARRELL 2008). Dabei spielt die Zusammensetzung der Grundmasse eine wichtige Rolle, die aber nur durch Laboruntersuchungen ermittelbar ist:
Kersantit: Biotit-Hornblende-Augit-Lamprophyr. In der Grundmasse überwiegt Plagioklas über Orthoklas.
Minette: Biotit-Hornblende-Augit-Lamprophyr. In der Grundmasse überwiegt Orthoklas über Plagioklas.
Sannait: Amphibol-Augit-Olivin-Biotit-Lamprophyr; Grundmasse: Orthoklas > Plagioklas; Foide treten nur untergeordnet auf.
Camptonit: Amphibol-Augit-Olivin-Biotit-Lamprophyr; Grundmasse: Plagioklas > Orthoklas; Foide treten nur untergeordnet auf.
Monchiquit: Amphibol-Augit-Olivin-Biotit-Lamprophyr, glasige Grundmasse oder ausschließlich Foide in der Grundmasse.
Neben den Lamprophyren existieren weitere alkalireiche Gesteinsgruppen mit einer eigenen Klassifikation (Lamproite, Kimberlite, Melilithite). Als Geschiebe spielen diese Gesteinsgruppen keine Rolle. Früher wurden einige Gesteine zu den Lamprophyren gezählt, z. B. der Alnöit (ultramafischer Lamprophyr, heute zu den melilithführenden Gesteinen gerechnet). Der Damtjernit aus dem Fen-Gebiet (Abb. 12), einst als Kimberlit bezeichnet, ist ein melanokrater Nephelin-Lamprophyr.
Lamprophyre sind ein seltener Geschiebefund. Der bekannteste Vertreter, der Schonen-Lamprophyr (Abb. 1-7), kann lokal gehäuft auftreten. Er besitzt einen Doppelgänger südlicher Herkunft, der als Flussgeröll aus Nordböhmen oder Sachsen nach Norden transportiert wurde und in Brandenburg und Sachsen gefunden wird (Abb. 15-22). In Gebieten mit viel Gesteinsmaterial aus dem Oslo-Graben bestehen Fundmöglichkeiten für Lamprophyre (u. a. Camptonit, Abb. 8-9).
2. Schonen-Lamprophyr
Das basaltähnliche und schwere Gestein besitzt eine feinkörnige Grundmasse und enthält Einsprenglinge von grünlich-schwarzem Pyroxen und hellgrünem Olivin bzw. gelblichbraunen bis rotbraunen Olivin-Relikten. Darüber hinaus finden sich regelmäßig mit weißen Sekundärmineralen gefüllte Blasenhohlräume. Eine feinporphyrische Variante mit 2-5 mm großen Einsprenglingen ist als Geschiebe bedeutend häufiger zu finden als der grobporphyrische Typ (Einsprenglinge über 1 cm). Eine alternative, am Mineralbestand orientierte Bezeichnung für alkalibasaltische Gesteine mit einem hohen Gehalt an Olivin- und Pyroxen-Einsprenglingen ist Ankaramit. Schonen-Lamprophyre können gehäuft an Lokalitäten mit einem hohen Anteil an Schonen-Basaniten zu finden sein (z. B. am Geröllstrand von Steinbeck/Klütz).
Abb. 3: Schonen-Lamprophyr, feinkörniges basaltähnliches Gestein mit Einsprenglingen von Pyroxen (schwarz) und Olivin (gelblichbraun, grün) sowie weißen Hohlraumfüllungen mit Sekundärmineralen. Polierte Schnittfläche, Geschiebe von Steinbeck (Klütz).Abb. 4: Nahaufnahme der polierten Schnittfläche: Einsprenglinge von schwarzgrünem Pyroxen und Olivin, teils als gelblichbraunes Umwandlungsprodukt, teils unverändert und grün.Abb. 5: Schonen-Lamprophyr, Geschiebe von der Insel Poel, Breite 19 cm.Abb. 6: gleicher Stein, Detailaufnahme
Die Gesteine bilden gangförmige Vorkommen in Zentral-Schonen, entstanden im Perm und Karbon und gehören zum Gangschwarm der NW-Dolerite. Anstehendproben liegen aus dem Steinbruch Torpa Klint (Abb. 7) und der Gegend von Tolånga vor. Nach OBST 1999 handelt es sich dabei um Camptonite, basaltische Camptonite und Olivin-Basalte mit einer für Lamprophyre typischen geochemischen Signatur. Weitere Funde sind auf skan-kristallin.de abgebildet.
Abb. 7: Schonen-Lamprophyr, polierte Schnittfläche einer Anstehendprobe aus dem Steinbruch Torpa Klint (Schonen). In einer feinkörnigen Grundmasse liegen große Einsprenglinge von Pyroxen, kleinere braune Körner von Olivin und Mandeln mit weißen Sekundärmineralen. Bild aus skan-kristallin.de.
3. Weitere Vorkommen
Die Vulkanite und Plutonite des Oslograbens werden von alkalischen Ganggesteinen und Lamprophyren begleitet (Camptonit, Jacupirangit, Madeirit, Tinguait u. a., s. BRØGGER 1932, skan-kristallin.de). Fundmöglichkeiten für solche Gesteine bestehen an Lokalitäten mit viel Oslo-Material, aber auch dort sind sie aufgrund der geringen Ausdehnung der Vorkommen ein seltener Fund. Schwierigkeiten dürften sich bei der Bestimmung und Unterscheidung der verschiedenen, meist feinkörnigen Alkaligesteine ergeben.
Einige Oslo-Augit-Basalte, mit oder ohne Plagioklas-Einsprenglingen, enthalten neben gedrungenen Pyroxen-Einsprenglinge oftmals auch rotbraunen Olivin sowie Kalzit-Mandeln (Beschreibung in JENSCH 2014). Auch melanit- bzw. andraditführende Ankaramite treten im Westen des Oslo-Rifts auf (JENSCH 2014, SEGALSTAD 1979: 224). Von Vestby ist ein Lamprophyr mit Orbiculargefüge bekannt (BRYHNI & DONS 1975).
Unter Vorbehalt erkennbar, wahrscheinlich aber kein Leitgeschiebe, sind porphyrische und einsprenglingsreiche Varianten des Camptonits (Abb. 8-9). Das feinkörnige Gestein besitzt eine graue bis grünlichgraue angewitterte Außenseite und eine schwarz bis violettschwarz getönte Bruchfläche. Reichlich schwarzer und idiomorpher Pyroxen und/oder Alkaliamphibol treten als wenige mm bis 1 cm große Einsprenglinge auf. Zusätzlich finden sich weiße Mandeln mit Sekundärmineralen sowie einige Plagioklasleisten bis 5 mm Länge, die infolge magmatischer Korrosion häufig abgerundet sind (Beschreibung nach ZANDSTRA 1988: 400, Anstehendproben auf skan-kristallin.de).
Abb. 8: Camptonit
Abb. 9: Camptonit
Abb. 8, 9: Camptonit, angewitterte Außenseite und Bruchfläche; Maena (Norwegen), Westfuß von Brandberget, Kirchspiel Brandbu, leg. Finckh 1906; Sammlung der BGR in Berlin/Spandau.
Der nächste Geschiebefund ist ein feinkörniger basischer Vulkanit mit vereinzelten schwarzen Pyroxen-Einsprenglingen und weißen Mandeln. In der Grundmasse sind zahlreiche nadelförmige dunkle Minerale erkennbar. Sollte es sich hierbei um Ägirin (Na-Fe-Pyroxen) handeln, weist dies auf einen Alkalivulkanit hin, ebenso der Olivin-Pyroxen-(Mantel?-)Xenolith in der Bildmitte Abb. 11. Die Herkunft des Gesteins ist unklar, möglicherweise stammt es aus dem Oslograben. Für eine nähere Gesteinsbestimmung bedarf es eines Dünnschliffs.
Abb. 10: Alkalivulkanit mit schwarzen Pyroxen-Einsprenglingen und weißen Mandeln. Geschiebe von Hökholz.Abb. 11: Nahaufnahme, Peridotit(?)-Xenolith aus Olivin und Pyroxen.
Aus dem südöstlichen Fen-Gebiet (Telemark), westlich des Oslo-Grabens, beschreibt BRÖGGER 1921 den Damtjernit, ein melanokrater Nephelin-Lamprophyr (Abb. 12, Proben auf skan-kristallin.de). Der Alkalivulkanit besitzt eine grünlichgraue und karbonatreiche, teilweise brekziöse Grundmasse und enthält bis cm-große Phlogopit-Einsprenglinge. Geschiebe aus dem Fen-Gebiet dürften nur ausnahmsweise nach Süden gelangt sein.
In Nordschweden (Luleå/Kalix) treten Lamprophyre als Begleiter von Doleritgängen der zentralskandinavischen Doleritgruppe auf (KRESTEN et al 1997). Die Gesteine besitzen eine karbonatreiche Grundmasse, enthalten Glimmer-Einsprenglinge und ähneln möglicherweise dem Alnöit. Weitere Lamprophyr-Vorkommen nennen WAHLGREN et al 2015 (Idefjorden-Terran, West-Schweden), LUNDEGARDH 1998: 184 (Värmland), HEDSTRÖM 1917 (Kartenblatt Eksjö, Småland) und LINDBERG & BERGMANN 1993 (Finnland, Vehmaa). ECKERMANN 1928 beschreibt einen Geschiebefund eines Hamrongits (= Kersantit) aus der Umgebung von Gävle. Das anstehende Vorkommen konnte bisher nicht lokalisiert werden.
4. Lamprophyre und Alkalivulkanite südlicher Herkunft
Im Gebiet südlich von Berlin, im südlichen Brandenburg und in Sachsen finden sich Alkalivulkanite südlicher Herkunft (Tephrite, Basanite, Phonolithe) als Beimengung zu nordischen Geschieben. Die Gesteine wurden mit der sog. Berliner Elbe zwischen Elster- und Saalevereisung, wahrscheinlich mittels Eisschollendrift, aus ihren südlichen Herkunftsgebieten nach Norden transportiert. Das größte Vorkommen im Einzugsbereich der Elbe ist das Böhmische Mittelgebirge, kleinere Vorkommen existieren in Sachsen. Neben den genannten Alkalivulkaniten kommen dort auch zahlreiche Ganggesteine, u. a. Lamprophyre vor (ULRYCH et al 1993, 2000, 2014, ABDELFADIL 2013).
Aus dem Berliner Raum liegen zahlreiche Funde sowohl lamprophyrähnlicher (Abb. 13-14), als auch ankaramitischer, dem Schonen-Lamprophyr (Abb. 15-22) ähnlicher Gesteine mit Pyroxen- und Olivin-Einsprenglingen vor. Sie stammen ausnahmslos von Lokalitäten, an denen vermehrt auch andere südliche Alkalivulkanite vorkommen. Mit dem Schonen-Lamprophyr assoziierte südschwedischen Geschiebe wie Karlshamn-Granit, Schonen-Basanit oder Bornholm-Granite fehlen an diesen Lokalitäten. In Südbrandenburg, in entsprechenden Kiesgruben mit Elbe-Material, sind diese Ankaramite ebenfalls regelmäßig zu finden. Der Schonen-Lamprophyr kann in Gebieten, in denen auch Elbgerölle auftreten, vor allem südlich von Berlin, nicht als Leitgeschiebe verwendet werden.
Abb. 13: Lamprophyrähnliches Gestein mit hellgrauer und feinkörniger Grundmasse, großen Dunkelglimmer- sowie kleinen Pyroxen- und Olivin-Einsprenglingen. Kiesgrube Horstfelde, südlich von Berlin; D. Lüttich leg.Abb. 14: Bruchfläche des gleichen Steins. Das Gestein ist von Klüften mit feinkörnigen grünen und weißen Sekundärmineralen (u. a. Calcit) durchzogen.Abb. 15: Olivin- und pyroxenreicher Alkalivulkanit (Ankaramit), Elbgeröll. Kiesgrube Horstfelde südlich von Berlin.Abb. 16: Nahaufnahme. Die Olivin-Einsprenglinge sind durchweg grün gefärbt und wurden offensichtlich kaum umgewandelt.Abb. 17: Einsprenglingsreicher Alkalivulkanit mit Olivin- und Pyroxen-Einsprenglingen sowie weißen Mandeln. Kiesgrube Niederlehme bei Berlin.Abb. 18: Grob porphyrischer ankaramitischer Alkalivulkanit mit großen Einsprenglingen von Pyroxen (grün) und Olivin (orangerot) sowie weißen Mandeln. Kiesgrube Horstfelde.Abb. 19: Polierte SchnittflächeAbb. 20: Die Nahaufnahme zeigt einen siebartig durchsetzten grünen Pyroxen-Einsprengling.Abb. 21: Nahaufnahme der typischen und alterationsbedingten Maschentextur des orangefarbenen Olivins.Abb. 22: Ankaramitischer Alkalivulkanit, als Nephelinbasanit bezeichneter Fund von Mühlenbeck, N Berlin, leg. W. Bennhold, Juni 1931 (Beschreibung in HESEMANN 1933). Der Fundort liegt außerhalb des Berliner Elbelaufs, weder eine nordische noch südliche Herkunft lässt sich diesem Gestein sicher zuschreiben.
Das letzte Bild zeigt eine Anstehendprobe, diesmal aus Ostsachsen, einen Kontakt zwischen einem Lamprophyr mit großen Glimmer-Einsprenglingen und einem Granodiorit.
Abb. 23: Kontakt zwischen Lamprophyr und Granodiorit. Steinbruch Klunst bei Ebersbach (Oberlausitz).
5. Literatur
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