In Halland, im Gebiet zwischen Halmstad und Falkenberg (Karte), entwickelte sich ab dem Ende des 19. Jahrhunderts eine steinverarbeitende Industrie. Zahlreiche Steinbrüche zeugen vom regen Abbau der migmatitischen Gneise, die unter Handelsbezeichnungen wie „Halmstad“ oder „Hallandia“ überregionale Bekanntheit erlangten und auch heute noch ein beliebter Dekorstein sind. An der Küste bei Söndrum, im Ortsteil Stenhuggeriet bieten mehrere aufgelassene Steinbrüche einen Einblick in das Grundgebirge mit Gesteinen der Südwestschwedischen Granulitregion (Lok. 3.1 auf der Karte).
Abb. 1: Küstennah angelegte Steinbrüche erleichterten den Abtransport der Werksteine. Grötvik stenbrott, Aussichtsplattform Spritkullen, südlich von Söndrum.Abb. 2: Rotgrauer und magnetitführender migmatitischer Granulitgneis („Järngneis“). Bildbreite 30 cm.Abb. 3: Rot- bis orangegraue migmatische Gneise; Haldenmaterial der Steinbrüche als Brandungsgeröll. Bildbreite ca. 35 cm.Abb. 4: Brandungsgerölle; migmatitische Adergneise sowie orangerote und pegmatitähnliche Quarz-Feldspat-Gesteine (teilweise wohl Leukosome aus der Aufschmelzung der Adergneise).Abb. 5: Blick in den stillgelegten Steinbruch „Bolagsbrottet“.Abb. 6: Migmatitischer Gneis mit grobkörnigen Partien aus rotem Alkalifeldspat und blassgelbem Plagioklas sowie Ansammlungen von dunklen Mineralen (Biotit); Steinbruch Bolagsbrottet.Abb. 7: Deformierter bunter Pegmatit („Flammenpegmatit“) aus rotem Alkalifeldspat, grauem Quarz und grünlichem Plagioklas. Steinbruch Bolagsbrottet, Aufnahme unter Wasser.Abb. 8: Orangeroter Flammenpegmatit, Steinbruch Bolagsbrottet.Abb. 9: Fast vollständig aus dunklen Glimmermineralen bestehendes Gestein („Biotitit“), wahrscheinlich ein nicht aufgeschmolzenes Relikt (sog. Restit) migmatitischer Gneise.
Eine Besonderheit im Steinbruch Bolagsbrottet sind grüne und „charnockitisierte“ Partien innerhalb der rötlichen Grundgebirgsgneise. Die lokale Umwandlung der Gneise in Charnockite vollzog sich unter granulitfaziellen Bedingungen und dem Einfluss CO2-reicher, aber wasserarmer Fluide. Dabei kam es zur Bildung von Ortho- und Klinopyroxen, dem kennzeichnenden Mineralbestand von Charnockiten. Ansonsten bestehen die charnockitisierten Partien wie die benachbarten Gneise im Wesentlichen aus Quarz und Feldspat.
Abb. 10: Etwa 5 m breite grüne und charnockitisierte Partie, durchzogen von einem roten Pegmatit („Flammenpegmatit“).
Der charnockitisierte Bereich geht ohne klare Begrenzung in die roten Gneise über und wird von einem 1 m mächtigen roten Pegmatitgang durchzogen („Flammenpegmatit“). Klinopyroxen und Orthopyroxen treten, neben retrograd gebildetem Amphibol, ausschließlich innerhalb der grünen Partien sowie im Pegmatit auf. Der Pegmatit dürfte durch Aufschmelzung unter granulitfaziellen Bedingungen entstanden sein. Die Charnockitisierung wurde auf 1397 +/- 4 Ma datiert (HARLOV et al 2006; ANDERSSON et al 2008: 38-41).
Solche durch hochgradige Metamorphose charnockitisierte Gneise finden sich an mehreren Lokalitäten in SW-Schweden. Daneben gibt es auch Charnockit-Massive, die eindeutig magmatischen Ursprungs sind (s. Varberg-Charnockit). Der Gesteinstyp kann also auf verschiedene Weise entstehen. Kennzeichnend und für die Bestimmung dieser Quarz-Feldspat-Gesteine maßgeblich ist enthaltener Orthopyroxen, der jedoch, wie die anderen dunklen Minerale, meist feinkörnig ausgebildet und mit einfachen Mitteln nicht erkennbar ist. Im Gelände können jedoch eine Grünfärbung der Gesteine, das Vorhandensein von Granat und gegebenenfalls die Vergesellschaftung mit granulitfaziellen Pegmatiten („Flammenpegmatit“) als deutliche Indizien für charnockitisierte Partien angesehen werden.
Abb. 11: Deformierter bunter Pegmatit („Flammenpegmatit“) im Zentrum der charnockitisierten Gneispartie. Die plattig ausgebildeten Quarze verweisen auf granulitfazielle Bildungsbedingungen. Bildbreite etwa 35 cm.Abb. 12: Charnockitprobe aus dem Steinbruch Bolagsbrottet, Aufnahme unter Wasser.
Das Gestein besteht aus xenomorphen Körnern von grünem Feldspat und transparentem Quarz. Dunkle Minerale sind von Hand nicht bestimmbar und bilden unregelmäßige Ansammlungen und Schlieren ohne vorherrschende Foliationsrichtung.
Abb. 13: Nahaufnahme. Innerhalb der dunklen Minerale findet sich reichlich roter Granat.
Ein weiterer Aufschluss im Steinbruch Bolagsbrottet zeigt ein blassgrünes und rotes, teilweise pegmatitartiges Quarz-Feldspat-Gestein mit Megakristallen von Orthopyroxen als faziestypisches Mineral der Granulitfazies (MÖLLER et al 1996: 20). Orthopyroxen-Megakristalle treten auch an anderen Lokalitäten in SW-Schweden auf (s. Abschnitt Stensjöstrand).
Abb. 14: Pegmatit mit Orthopyroxen-Megakristallen. Bildbreite etwa 90 cm.Abb. 15: Nahaufnahme; schwarze Orthopyroxene bis 4 cm Länge.Abb. 16: Bruchfläche einer Probe aus dem gleichen Aufschluss.
Auch hier erweist sich die makroskopische Bestimmung von Orthopyroxen als problematisch. Ein lebhafter Glasglanz deutet eher auf Amphibol, während die eher schlechte Spaltbarkeit sowie rechtwinklige Spaltwinkel auf Pyroxen hinweisen. Möglicherweise liegt hier auch eine partielle retrograde Umwandlung von Orthopyroxen in Amphibol vor.
Abb. 17: Der Gesteinstyp findet sich wenige Meter entfernt am Geröllstrand wieder.Abb. 18: Nahaufnahme der trockenen Oberfläche mit länglichen Anschnitten der schwarzen Kristalle.
Literatur
ANDERSSON J, BINGEN B, CORNELL D, JOHANSSON L, SÖDERLUND U & MÖLLER C 2008 The Sveconorwegian orogen of southern Scandinavia: setting, petrology and geochronology of polymetamorphic high-grade terranes – 33 IGC excursion No 51, August 2 – 5, 2008.
HARLOV D E, JOHANSSON L, VAN DEN KERKHOF A & FÖRSTER H-J 2006 The role of advective fluid flow and diffusion during localized, solidstate dehydration: Söndrum Stenhuggeriet, Halmstad, SW Sweden – Journal of Petrology 47, 3–33.
MÖLLER C, JOHANSSON L, ANDERSSON J & SÖDERLUND U 1996 Southwest-Swedish Granulite Region – Exkursionsführer in: Berichte der Deutschen Mineralogischen Gesellschaft, Beih. z. Eur. J. Mineral. Vol. 8, 1996, No.2, S.1-42.
In Schonen durchzieht ein Gangschwarm aus basischen Gesteinen das proterozoische Grundgebirge sowie altpaläozoische Sedimentgesteine. Diese sog. Nordwest-Dolerite streichen in nordwestlicher Richtung und folgen der Bruchschollentektonik der Tornqvist-Zone. Innerhalb dieser Störungszone kam es zwischen Oberkarbon und Perm entlang von Rissen zum Aufstieg basischer Magmen. Gemäß ihrem Alter wird der Gangschwarm auch als permokarbonisch bzw. permosilesisch bezeichnet. Mehrheitlich handelt es sich um fein- bis mittelkörnige basaltische Gesteine (Mikrogabbros), untergeordnet treten Lamprophyre, Kullaite und „Syenitporphyre“ auf. Die höchste Dichte an Gängen ist im nordwestlichen Schonen zu finden. Im Osten werden die Vorkommen durch die Protoginzone begrenzt. Einzelne Gänge setzen sich bis ins südöstliche Schonen fort (OBST 1999, GEISLER 1996).
Abb. 1: Verbreitung permosilesischer Doleritgänge in Schonen. Karte aus skan-kristallin.de.
Die kleinkörnigen NW-Dolerite nehmen ein großes Gebiet ein und sind aufgrund ihrer Ähnlichkeit zu Doleriten aus anderen Gebieten als Geschiebe nicht erkennbar. Ein Beispiel aus NW-Schonen findet sich im 1. Teil des Exkursionsberichtes (Abb. 27-29); einen NW-Dolerit aus Ost-Schonen zeigt Abb. 12-13. Hingegen scheinen porphyrische NW-Dolerite mit ausgesprochen körniger Grundmasse und größeren Plagioklas-Einsprenglingen als Leitgeschiebe geeignet zu sein, weil sie nach bisheriger Kenntnis ausschließlich in Nordwest-Schonen vorkommen (Beschreibung in GEISSLER 1996; VINX 2016: 99). Eine solche Variante steht in der Nähe des kleinen Fischerorts Arild auf der Kullaberg-Halbinsel an (Lok. 2.4 auf der Karte).
Abb. 2: Küstenparallel, in NW-Richtung streichender Doleritgang, nordwestlich des Hafens von Arild, einige hundert Meter westlich vom Badplats.Abb. 3: NW-Dolerit von Arild, Bildbreite etwa 35 cm.
Das Gestein besitzt eine deutlich körnige Grundmasse aus 1-2 mm großen Mineralkörnern und verwittert grünlich-braun. Leistenförmige Plagioklas-Einsprenglinge (1-2 cm) sind regellos im Gestein verteilt.
Abb. 4: Doleritgerölle am Strand von Arild, Bildbreite ca. 20 cm.
Am Geröllstrand von Arild finden sich fast ausschließlich Dolerite. Es überwiegen solche mit körniger Grundmasse und leistenförmigen Plagioklas-Einsprenglingen, nur untergeordnet treten auch feinkörnige oder aphyrische Dolerite auf. Abb. 5-8 zeigt den als Leitgeschiebe geeigneten Typ mit körniger Grundmasse.
Abb. 5: NW-Dolerit mit körniger Grundmasse und leistenförmigen Plagioklas-Einsprenglingen, Strandgeröll von Arild.Abb. 6: Gleicher Stein, Aufnahme unter Wasser.Abb. 7: Gleicher Stein, Nahaufnahme der nassen Oberfläche. Intergranulares Gefüge der Grundmasse aus weißem Plagioklas, grünlichbraunem Pyroxen und schwarzem Amphibol (?).
Die als Leitgeschiebe geeignete porphyrische Variante des NW-Dolerits besitzt eine Grundmasse aus 1-2 mm großen Mineralkörnern, im Wesentlichen leistenförmiger Plagioklas (weiß) und rundliche Körner aus schwarzem Klinopyroxen bzw. grünlichen Umwandlungsprodukten. Magnetit ist mit einem Handmagneten nachweisbar. Hinzu kommen etwas Biotit, grünbrauner Amphibol, Erz sowie bis 2 mm große und braune bis grünbraune Pseudomorphosen nach Olivin (von Hand kaum bestimmbar). Im Unterschied zu vielen Doleriten ist das Gefüge der Grundmasse nicht ophitisch (die kleinen Plagioklase der Grundmasse bilden Einschlüsse innerhalb größerer Pyroxene), sondern intergranular (weitgehend separate Körner von Plagioklas und Pyroxen).
Das Gestein enthält zahlreiche transparente bis weiße und leistenförmige Plagioklas-Einsprenglinge von 1-2 cm Länge, die regellos im Gestein verteilt sind. Stellenweise bilden sie Anhäufungen, gelegentlich auch sternförmige Aggregate (glomerophyrisches Gefüge).
Geschiebefunde in Norddeutschland: Funde der beschriebenen Variante des NW-Dolerits sind bevorzugt in Gesellschaft mit SW-schwedischen Geschiebetypen zu erwarten, vor allem in weichselkaltzeitlichen Geschiebemergeln an der NW-schleswig-holsteinischen Ostseeküste. Im östlichen Schleswig-Holstein und in Mecklenburg wird der Geschiebetyp seltener (GEISSLER 1996). Unverzichtbare Erkennungsmerkmale des Gesteins sind eine ausgesprochen körnige Grundmasse aus rundlichen Mineralkörnern sowie leistenförmige Plagioklas-Einsprenglinge. Vergleichbare Dolerite, aber mit feinkörniger Grundmasse, kommen auch in anderen Gebieten vor, z. B. in Södermanland (s. Abb. 14).
Abb. 8: NW-Dolerit von Arild; innerhalb der größeren schwarzen Aggregate ist goldgelber Pyrit erkennbar.
Im Anstehenden zeigt der Dolerit von Arild eine feinkörnige „Randfazies“, wie sie nicht unüblich für porphyrische Ganggesteine ist (Abb. 9). Die basische Schmelze wurde bei ihrer Platznahme im Kontakt zum Gneis abgeschreckt, erkennbar an einer feinkörnigen Ausbildung der Matrix innerhalb der etwa 50 cm breiten Kontaktzone. Durch die Fließbewegung des Magmas kam es parallel zum Streichen des Ganges zu einer Einregelung der Plagioklas-Einsprenglinge. Ein weißes, im Wesentlichen aus Quarz bestehendes Salband an der Grenze von Gneis und Dolerit dürfte durch Ausscheidungen wässriger Fluide entstanden sein, die aus dem Nebengestein durch das heiße basische Magma mobilisiert wurden.
Abb. 9: Eine 5-10 cm breite weiße Trennspalte (Salband) aus Quarz bildet die Grenze von Dolerit und rotem Grundgebirgsgneis. Bildbreite etwa 90 cm.Abb. 10: „Randfazies“ mit feinkörniger Grundmasse und teilweise eingeregelten Plagioklasleisten.Abb. 11: Feinkörniger NW-Dolerit, aphyrische Variante; am Strand von Arild nur vereinzelt als Strandgeröll zu beobachten.
In Ost-Schonen treten die Gesteine des permosilesischen Gangschwarms nur noch vereinzelt auf (s. Abb. 1). Die nächste Anstehendprobe zeigt einen kleinkörnigen NW-Dolerit aus einem Gang, der an der Küste von Simrishamn einen unterkambrischen Sandstein durchschlägt („Hardeberga-Sandstein“).
Abb. 12: Anstehendprobe eines NW-Dolerits vom Strand bei Simrishamn in Ost-Schonen.Abb. 13: Nahaufnahme der nassen Bruchfläche. Das Gestein besteht aus weißen bis hellgrünen, stellenweise rötlich pigmentierten Plagioklas-Leisten und dunklen Mineralen (Pyroxen). Größere Einsprenglinge sind nicht vorhanden.
Dolerit-Geschiebe mit größeren leistenförmigen Plagioklas-Einsprenglingen, aber feinkörniger Grundmasse stammen nicht unbedingt aus dem Gangschwarm der NW-Dolerite. Vergleichbare Dolerite wurden mehrfach auch an einem Geröllstrand bei Skansholmen, südlich von Stockholm beobachtet. Ihr Heimatgebiet dürfte im Gangschwarm der sog. Dolerite in Södermanland liegen.
Abb. 14: Feinkörniger Dolerit mit leistenförmigen Plagioklas-Einsprenglingen; Strandgeröll von Skansholmen, südlich von Stockholm.Abb. 15: NW-Dolerit mit körniger Grundmasse und leistenförmigen Plagioklas-Einsprenglingen, Geschiebe am Strand von Schönhagen bei Kappeln (Schleswig-Holstein). Breite des Steins 28 cm.Abb. 16: Nahaufnahme; die Grundmasse ist kleinkörnig, wenn auch nicht ausgesprochen körnig wie in den Funden von Arild (Abb 5-8). Bildbreite ca. 10 cm.
Literatur
GEISLER T 1996 Die permokarbonischen Dolerite in Schonen, Südschweden: petrographische und petrochemische Charakterisierung und ihre Bedeutung als Leitgeschiebe. Archiv für Geschiebekunde 2.
OBST K 1999 Die permosilesischen Eruptivgänge innerhalb der Fennoskandischen Randzone (Schonen und Bornholm) – Untersuchungen zum Stoffbestand, zur Struktur und zur Genese. Greifswalder Geowissenschaftliche Beiträge 7/1999 S. 1-121
Das proterozoische Grundgebirge der SGR wird von einem jüngeren Gangschwarm aus basischen Gesteinen durchzogen. Hauptsächlich handelt es sich dabei um Dolerite (sog. Nordwest-Dolerite), vereinzelt treten auch exotische Ganggesteine auf, die Kullaite. Diese besitzen eine trachytische Zusammensetzung und entstehen in tieferen Krustenbereichen durch Magmenvermischung von basischen und sauren Schmelzen. Beim Aufstieg der Kullaitschmelze kann zusätzlich Nebengestein aufgenommen und assimiliert worden sein. Am Kullaberg, dem locus typicus, streichen mehrere Kullaitgänge aus, u. a. ein roter Kullait an der Lokalität Lahibiagrottan und eine braune Variante am Strand von Josephinelust (Lok. 2 auf der Karte).
Kullait von Lahibiagrottan
Etwa 200 m südlich vom Leuchtturm Kullens Fyr führt ein steiler Abstieg zur Lahibiagrottan. Diese Grotte entstand einst durch Brandung und Frosteinwirkung und liegt heute aufgrund der seit dem Ende der letzten Vereisung anhaltenden Landhebung mehrere Meter über dem Meeresspiegel. In der Nähe steht ein Kullait-Gang an.
Abb. 1: Lahibiagrottan. Anstehende Gesteine sind rotgraue Gneise (rechts) mit Einschaltungen eines roten Pegmatits (links).Abb. 2: Grobkörniger und undeformierter Pegmatit aus weißem Quarz und rotem Alkalifeldspat. Bildbreite an der Basis etwa 1 m.Abb. 3: Ein etwa 2 m breiter Kullait-Gang (rot) durchschlägt einen migmatitischen („plagioklasschlierigen“) Granatamphibolit. Der Altersunterschied beider Gesteine beträgt etwa 650 Millionen Jahre: der Granatamphibolit entstand während der svekonorwegischen Gebirgsbildung vor etwa 1 Ga, der Kullait besitzt ein Alter von rund 350 Millionen Jahren.Abb. 4: Eine schlierige, etwa 20 cm breite Übergangszone belegt eine Interaktion von aufsteigender heißer Kullaitschmelze mit dem Amphibolit.Abb. 5: Der Kullaitgang setzt sich weiter hinten in der Felswand fort, dazwischen wurde er durch Erosion ausgeräumt. In der Umgebung finden sich zahlreiche Kullaite als Brandungsgeröll.Abb. 6 Kullaitgeröll vom Anstehenden, trocken fotografiert.Abb. 7: Nahaufnahme der angefeuchteten Oberfläche.
Das Gestein ist feinkörnig und auf den ersten Blick recht unscheinbar. Es besitzt ein doleritähnliches Gefüge aus roten, miteinander verfilzten Feldspat-Leisten in regelloser Anordnung (Andesin, ein Na-Ca-Feldspat der Plagioklas-Gruppe, OBST 1999, 2001, vgl. a. TRÖGER 1935). Dunkle Minerale sind weitgehend chloritisiert und füllen die Zwischenräume, vereinzelt sind auch größere schwarze Körner erkennbar. Die Rotfärbung des Gesteins ist auf fein verteilten Hämatitstaub zurückzuführen. Einige größere und etwas hellere Feldspat-Einsprenglinge weisen an den Rändern Spuren von Resorption (magmatische Korrosion) auf.
Abb. 8: Ein weiteres Kullait-Geröll von Lahibiagrottan, Aufnahme unter Wasser.
Neben einem migmatitischen („plagioklasschlierigen“) Granatamphibolit als Wirtgestein für den roten Kullait (Abb. 3), steht am östlichen Abstieg zur Lokalität Lahibiagrottan ein weiterer Granatamphibolit an.
Abb. 9: Grobkörniger Granatamphibolit, Bildbreite etwa 80 cm.Abb. 10: Loser Stein vom Anstehenden. Das Gestein enthält viel Granat; einige der runden Granat-Porphyroblasten besitzen einen hellen Saum aus retrograd gebildetem Plagioklas.Abb. 11: Migmatischer Granatamphibolit, Strandgeröll von Lahibiagrottan.Abb. 12: Granatamphibolit mit großen Granat-Porphyroblasten ohne Plagioklas-Säume. Loser Stein an der Lokalität Lahibiagrottan. Bildbreite etwa 20 cm.
Kullait von Josefinelust
Abb. 13: Die Lokalität Josefinelust liegt etwa 2 km östlich von Kullens Fyr. Ein steiler Abstieg führt zum Strand.Abb. 14: Dort steht ein etwa 80 cm breiter Kullait-Gang an, scharf begrenzt von rotgrauen Gneisen des Grundgebirges.Abb. 15: Der Kullait-Gang verläuft parallel zur Küste, weist eine nordwestliche Streichrichtung auf und lässt sich auf einer Länge von etwa 300 m im Gelände verfolgen.Abb. 16: Bräunlichroter Kullait von Josefinelust, Anstehendprobe mit polierter Schnittfläche.Abb. 17: Gleicher Stein, Nahaufnahme.
Das feinkörnige Gestein besitzt ein doleritähnliches Gefüge aus leistenförmigem Feldspat und dunklen Mineralen. Wenige größere Feldspat-Einsprenglinge sind heller gefärbt als die Grundmasse und weisen Spuren magmatischer Korrosion auf.
Abb. 18: Kullait von Josefinelust als Strandgeröll, Aufnahme unter Wasser.Abb. 19: Nahaufnahme; am linken Bildrand ein mit weißem Calcit gefüllter Hohlraum innerhalb eines länglichen roten Xenoliths.
Mit Calcit gefüllte Hohlräume sind an rote und tropfenförmige Xenolithe gebunden, die einen ähnlichen Mineralbestand wie die Grundmasse aufweisen, aber gröber kristallisiert sind. Xenolithe und Calcit treten gelegentlich auch im roten Kullait von Lahibiagrottan auf.
Ebenfalls von Josefinelust stammt ein grünlich-brauner Kullait mit hellen Feldspat-Einsprenglingen. Es handelt sich um einen einzelnen Fund als Strandgeröll, anstehend konnte das Gestein nicht beobachtet werden.
Abb. 20: Grünlich-brauner Kullait, Strandgeröll von Josefinelust.Abb. 21: Die Gesteine am Geröllstrand von Josefinelust stammen ganz überwiegend aus der unmittelbaren Umgebung: rotgraue und magnetische Gneise (Järngneise), mafische Granulite und Amphibolite.
2.2. Kullaite als Geschiebe
Abb. 22: Drei Kullait-Varianten vom Kullaberg im Vergleich, Aufnahme unter Wasser.
Die Motivation, einen Kullait in Norddeutschland als Geschiebe zu finden, lässt sich wohl mit der Seltenheit und dem exotischen Charakter des Gesteinstyps erklären. Dabei ist zu berücksichtigen, dass es sich um feinkörnige und auf den ersten Blick eher unauffällige Gesteine handelt, die aufgrund der geringen Ausdehnung der Vorkommen nur sehr selten in Erscheinung treten. Allgemeine Kennzeichen sind das doleritähnliche (ophitische) Gefüge aus verfilzten Feldspat-Leisten und dunklen, meist stark alterierten Mineralen. Die Gesteine können rot, rotbraun bis braun, grau oder grünlichbraun gefärbt sein. Zusätzlich können wenige korrodierte Feldspat-Einsprenglinge, Enklaven mit Fremdgestein, helle runde oder tropfenförmige Bereiche mit etwas gröber kristallisierten Feldspat-Leisten sowie mit Calcit gefüllte Blasenhohlräume auftreten.
Die Analyse eines Kullaits von Kullagarden (Tröger 1935: Nr. 288) ergab folgende Zusammensetzung (Gew.%): 55 Plagioklas, 18 Chlorit +/- Epidot, 13 Orthoklas („Einsprenglinge“), 10 Erz, 4 Quarz, Apatit und Calcit.
Neben den Kullaiten vom Kullaberg (weitere Abbildungen auf skan-kristallin.de) und anderen Lokalitäten in SW-Schweden (Dalby, Torpa Klint) sind Kullait-Vorkommen auch aus der Fortsetzung des NE-streichenden Gangschwarms von Bornholm (Bjergebakke) sowie aus dem Oslograben (Grefenskollen) bekannt. Die Gesteine besitzen also eine weite Verbreitung und sind weder als Leitgeschiebe geeignet, noch lassen sich Kullait-Gerölle allein anhand äußerlicher Merkmale auf eine bestimmte Lokalität zurückführen (OBST 2001, Abbildungen auch auf kristallin.de).
2.3. Kullaberg: Ransvik
Am Strand von Ransvik (Lok. 2 auf der Karte) bildet ein ausgesprochen grobkörniger Granatamphibolit eine gangförmige Einschaltung in grauen migmatitischen Gneisen. Der Name der Lokalität („Diamantklipporna“) ist auf die Kristallflächen der Amphibole zurückzuführen, die bei Sonnenschein „wie Diamanten“ schillern (Naturschutzgebiet, kein Hammer!).
Abb. 23: Granatamphibolit am Strand von Ransvik.Abb. 24: Nahaufnahme des grobkörnigen Amphibolits.Abb. 25: Granatreiche Partie mit großen Granat-Porphyroblasten, teilweise umgeben von einem hellen Plagioklas-Saum. Bildbreite 26 cm.Abb. 26: Die intensive Bruchtektonik der Sorgenfrei-Tornqvist-Zone zeigt sich an den Gneisen von Ransvik als rhombisches Kluftmuster.Abb. 27: Tektonische Brekzie, Strandgeröll von Ransvik. Das aplitähnliche Gestein wird von Rissen durchzogen, die mit einer Masse aus Feldspat, Quarz und grünen Mineralen (Chlorit o. ä.) verfüllt sind.
Literatur
MÖLLER C, JOHANSSON L, ANDERSSON J & SÖDERLUND U 1996 Southwest-Swedish Granulite Region – Berichte der Deutschen Mineralogischen Gesellschaft, Beih. z. Eur. J. Mineral. Vol. 8, 1996, No.2.
OBST K 1999 Die permosilesischen Eruptivgänge innerhalb der Fennoskandischen Randzone (Schonen und Bornholm) – Untersuchungen zum Stoffbestand, zur Struktur und zur Genese. Greifswalder Geowissenschaftliche Beiträge 7/1999 S. 1-121
OBST K 2001 Kullaite und ihre Bedeutung als Leitgeschiebe – Geschiebekunde aktuell, Nr. 17, 75-84, Hamburg, Juli 2001.
TRÖGER WE 1935 Spezielle Petrographie der Eruptivgesteine – Ein Nomenklatur-Kompendium mit 1. Nachtrag Eruptivgesteinsnamen – Verlag der Deutschen Mineralogischen Gesellschaft, unveränderter Nachdruck 1969.
Dieser mehrteilige Exkursionsbericht führt an ausgewählte Lokalitäten in Südwest-Schweden. Zahlreiche Küstenaufschlüsse und aufgelassene Steinbrüche zwischen Kullaberg-Halbinsel und Varberg bieten hervorragende Einblicke in die Geologie eines metamorphen Grundgebirges, das vor rund 1 Milliarde Jahren im Zuge der Svekonorwegischen Gebirgsbildung entstand. Hier treten großflächig Gesteine zutage, die in keiner anderen Region des nordischen Grundgebirges vorkommen, z. B. saure und mafische Granulite. Auf mehreren Reisen konnte eine Reihe von typisch SW-schwedischen Gesteinstypen, darunter auch kristalline Leitgeschiebe, beprobt und in ihrem geologischen Kontextes studiert werden. Als Grundlage für die Planung diente der Exkursionsführer von MÖLLER et al 1996.
Abb. 1: Felsküste im äußersten Nordwesten der Kullaberg-Halbinsel. Das Grundgebirge besteht hier aus migmatitischen Gneisen mit eingeschalteten Amphibolit-Körpern und besitzt ein Alter von rund 1 Milliarde Jahren.Abb. 2: Karte der vorgestellten Lokalitäten.
Die Zahlen verweisen auf die entsprechenden Abschnitte des Exkursionsberichts. Die meisten Lokalitäten liegen an der Küste, weil dort die Gesteine besonders gut aufgeschlossen sind.
Abb. 3: Übersichtskarte der geologischen Gebietseinheiten in Norwegen, Schweden und Finnland (Grafik aus kristallin.de). Die Svekonorwegischen Gesteine sind durch eine rosa Signatur gekennzeichnet.
Die svekonorwegische Gesteinsprovinz entstand vor 1,14 – 0,9 Ga und nimmt ausgedehnte Gebiete in Norwegen und in West- und Südwest-Schweden ein (rosa Signatur in Abb. 3). Sie wird in fünf lithotektonische Einheiten unterteilt, die durch fortgesetzte Akkretionsprozesse entstanden und jeweils eine eigene geologische Geschichte besitzen. In Schweden unterscheidet man ein westliches Segment (wT) mit niedriger metamorphen Gesteinen von einem östlichen Segment (öT). Beide Einheiten sind durch eine breite Mylonitzone voneinander getrennt und erstrecken sich nach Osten bis an die Protoginzone. Diese lang gestreckte Störungszone bildet die Grenze zu den weniger deformierten Gesteinen des Transskandinavischen Magmatitgürtels (TIB).
Das Exkursionsgebiet beschränkt sich auf den südwestlichen Teil des östlichen Segment der Svekonorwegiden, einem Gebiet, das als Südwestschwedisches Granulitgebiet (SGR southwest-swedish granulite region) bezeichnet wird (Abb. 4). Innerhalb der SGR finden sich vorwiegend die hochmetamorphen, während der svekonorwegischen Orogenese unter Bedingungen der höheren Amphibolit- bis Granulitfazies gebildeten Gesteine.
Abb. 4: Geologische Übersichtskarte des Südwestschwedischen Granulitgebiets (SGR). Grafik aus kristallin.de.
Die geologische Geschichte der SGR beginnt weit vor der svekonorwegischen Orogenese. Ein Grundgebirge aus Granitoiden und mafischen Intrusionen, das mit 1.730-1.660 Ma ein ähnliches Alter besitzt wie der Transskandinavische Magmatitgürtel, wurde durch eine ältere, als „Halland-Event“ oder „Halland-Orogenese“ bezeichnete Phase der Gebirgsbildung vor 1.460 und 1.420 Ma einer ersten Migmatisierung unterworfen (SÖDERLUND et al 2008; MÖLLER et al 2007). Mit dieser Orogenese verbunden sind der lokale Aufstieg postorogener Granite (Torpa-/Tjärnesjö-Granit, 1.400-1.380 Ma) und die Bildung von Charnockiten (s. Varberg-Charnockit). Diese Gesteine wurden während der svekonorwegischen Orogenese teilweise deformiert.
Die Gesteine der SGR entstanden vor 1.035 Ma bis 930 Ma während (mindestens) einer Kontinent-Kontinent-Kollision, vermutlich der Vereinigung von Amazonia und Baltica im Zuge der Grenville-Orogenese und der Bildung des Großkontinents Columbia. Heute treten jene Krustenteile des Gebirges zu Tage, die im Falle der granulitfaziellen Gesteine in etwa 35 km, im Extremfall des Eklogits in bis zu 50 km Tiefe gebildet wurden. In ihre gegenwärtige Position gelangten sie durch gravitationalen Kollaps des Orogens und isostatischen Ausgleich der verdickten kontinentalen Kruste nach dem Ende der Gebirgsbildung sowie der Abtragung im Laufe von Jahrmillionen (BINGEN et al 2008).
Das Grundgebirge der SGR besteht überwiegend aus rötlichen und grauen Adergneisen bzw. Migmatiten von granitischer bis intermediärer Zusammensetzung. Teilweise enthalten diese Gesteine als granulitfazielle Neubildung Magnetit in bedeutender Menge und werden dann als „Järngneis“ (Eisengneis) bezeichnet. Eingeschaltete Gänge, Lagen und Linsen von Granatamphiboliten und mafischen Granuliten innerhalb der Gneise entstanden durch Metamorphose (wahrscheinlich mehrerer Generationen) von Intrusionen (und Extrusionen?) basischer Gesteine. Die Vorkommen mafischer Gesteine erreichen eine Ausdehnung von einigen km Länge und maximal 1 km Breite. Die Gesteine mit den höchsten Metamorphosegraden innerhalb der SGR sind kleine Vorkommen von Retro-Eklogiten im Gebiet von Ullared.
Das svekofennische Gebirge war bereits zu Beginn des Paläozoikums vollkommen eingeebnet. Durch einen weltweiten Anstieg des Meeresspiegels (Transgression) kam es auf diesem als Peneplain bezeichneten Gebirgsrumpf im Zeitraum zwischen Kambrium und Silur zur Ablagerung von Sedimenten. Durch Kollision von Baltica und Nordamerika entstand im späten Silur das Kaledonische Gebirge. Kaledonische Gesteine bedecken heute vor allem in Norwegen Teile des älteren Grundgebirges.
Im Permokarbon (vor etwa 300 Millionen Jahren) bildete sich an der Nahtstelle (Sutur) zwischen Baltischem Schild und Mitteleuropa eine etwa 100 km breite Deformationszone bzw. Schwächezone. Der SW-schwedische Teil ist die NW-SE verlaufende Sorgenfrei-Tornquist-Zone. Zur Zeit ihrer Hauptaktivität wurde das proterozoische Grundgebirge von tief reichenden Rissen und Klüften durchzogen. In der Folge stiegen Magmen auf. Ein Gangschwarm aus Tausenden NW-streichender Gänge (NW-Dolerite, untergeordnet auch Kullaite und Lamprophyre) durchschlägt teilweise auch jüngere Sedimentgesteine, die seit dem Unterkambrium auf dem Baltischen Schild abgelagert wurden.
Zusammenfassung der wichtigsten Daten zur geologischen Geschichte der SGR:
1,73-1,66 Ga: Entstehung der Ausgangsgesteine der SGR; ähnliches Gesteinsalter wie TIB.
1,46-1,42 Ga: „Halland-Event“, Gebirgsbildung und erste metamorphe Phase;
Ablagerung von Sedimentgesteinen auf dem Grundgebirgsrumpf seit dem Unterkambrium.
Permokarbon: Bruchtektonik der Sorgenfrei-Tornqvist-Zone; Aufstieg der NW-Dolerite (Kullaite, Lamprophyre).
1.1. SW-schwedische Leitgeschiebe
Einige Gesteinstypen der SGR eignen sich als Leitgeschiebe. Zu den häufigeren Geschieben gehören die granulitfaziellen Gesteine. Aus sauren Edukten gingen Schonen-Granulit („Granulitgneis von Schonen“ in SMED & EHLERS 2002) und „Flammenpegmatit“ (deformierter bunter Pegmatit in VINX 1998) hervor. Ihre Vorkommen beschränken sich auf Westschonen und Halland. Im gleichen Gebiet und einzelnen Arealen weiter östlich, in Richtung der Protoginzone, kommen auch die Granulite aus basischen Edukten vor: granoblastischer mafischer Granulit und Granatcoronit.
Mit Einschränkung sind migmatitische Granatamphibolite („plagioklasschlieriger Granatamphibolit“, VINX 1996, 1998, 2016) als SW-schwedisches Leitgeschiebe geeignet. Als mögliches Leitgeschiebe werden hier erstmalig Gesteine vorgestellt, die große Orthopyroxen-Kristalle (oder Relikte davon) führen und ebenfalls typische Gesteine der SGR sein dürften, weil die Bildung von Orthopyroxen an granulitfazielle Metamorphosebedingungen geknüpft ist (Granatamphibolite mit Orthopyroxen-Megakristallen sowie charnockitisierte Pegmatite mit Opx-Megakristallen).
Weniger häufig sind Varberg-Charnockit (Varberg-Granit in ZANDSTRA 1999 und HESEMANN 1975) und grobporphyrische Varianten des Torpa-Granits, ein rarer Fund ist der Halland-Retro-Eklogit. Eine grobkörnige und porphyrische Variante des NW-Dolerits eignet sich nach bisherigem Kenntnisstand als Leitgeschiebe und ist nur in NW-Schonen beheimatet.
Neben Gesteinstypen mit eng begrenztem Herkunftsgebiet lassen sich weitere Gesteine mit einiger Wahrscheinlichkeit einer SW-schwedischen Herkunft zuordnen. Aufgrund ihrer weiten Verbreitung sind sie nicht als Leitgeschiebe geeignet. In SW-schwedischen Geschiebegemeinschaften finden sich häufig magnetitführende Järngneise sowie Granatamphibolite (mit Plagioklassäumen um die Granate). Mit einem hohen Anteil an SW-schwedischen Gesteinen ist insbesondere westlich und nördlich der Lübecker Bucht zu rechnen.
Die seltenen und exotischen Kullaite bilden mehrere kleine, aber weit gestreute Vorkommen, nicht nur in SW-Schweden. In SW-schwedischen Geschiebegemeinschaften dürfte eine höhere Wahrscheinlichkeit für Funde bestehen, aufgrund der vergleichsweise großen Anzahl SW-schwedischer Kullait-Gänge.
Darüber hinaus existiert eine Reihe von lokalen, teilweise auch synonymen Bezeichnungen für SW-schwedische Gneise, die geschiebekundlich nur wenig aussagekräftig sind, z. B. Halland-Gneis, Halmstadgneis oder Halmstad-Migmatit. Es handelt sich um rötliche, teils migmatitische Adergneise, wie sie an der Küste von Halland seit langer Zeit als Werkstein gewonnen werden. Granulitgneis ist eine allgemeine Bezeichnung für Gneise, die einer granulitfaziellen Metamorphose unterlagen. Bei einem Teil von ihnen handelt es sich um Schonengranulit. Für gewöhnlich sieht man einem Gneis-Geschiebe die metamorphe Fazies nicht an. Stark magnetithaltige Gneise sind ein Hinweis auf eine SW-schwedische Herkunft und werden als Järngneis bezeichnet.
Innerhalb der Südwestschwedischen Granulitregion (SGR) sind mehrere Vorkommen von Charnockitgneisen bekannt. Diese grünen Gesteine bilden Einschaltungen innerhalb der Grundgebirgsgneise und sind metamorph entstanden, im Unterschied zum Varberg-Charnockit (magmatischer Ursprung).
Abb. 5: Vereinfachte Übersichtskarte der SW-schwedischen Leitgeschiebe.
Das schwarz schraffierte Gebiet in Abb. 5 markiert einen kleinen Teil der svekonorwegischen Gesteine in SW-Schweden, das Südwestschwedische Granulitgebiet (SGR, southwest-swedish granulite region). Es wird von großen Störungszonen begrenzt, im Norden von der Mylonitzone (gelb), im Osten von der Protoginzone (rot).
Auf das gesamte Gebiet der SGR verteilt finden sich Vorkommen von Järngneisen. Die Gesteine mit den höchsten Metamorphosegraden (Granulite) beschränken sich auf den westlichen Teil der SGR, einem Gebiet nördlich von Helsingborg bis Varberg. Von hier stammen die sauren und basischen Granulite: Schonengranulit, Flammenpegmatit, mafischer Granulit. Gebiete mit den schwarzen Punkten kennzeichnen die Gebiete, in denen Granatcoronite verbreitet sind.
Hervorgehoben sind die Städte Varberg (Massiv des Varberg-Charnockits mit Torpa-Granit) und Ullared (Vorkommen des Halland-Retroeklogits). Blau markiert ist jener Teil des permosilesischen Gangschwarms, in denen NW-Dolerite mit grobkörniger Grundmasse auftreten. Innerhalb dieses bis Ost-Schonen reichenden Gangschwarms liegen auch mehrere Vorkommen von Kullaiten.
2. Kullaberg-Halbinsel
Der geologische Streifzug durch die SGR beginnt auf der Kullaberg-Halbinsel, etwa 35 km NW von Helsingborg. Im südwestlichen Schweden kam es im späten Silur durch Dehnungstektonik zur Bildung sog. Horste und Gräben. Dabei wurden Teile des Grundgebirges als Horste herausgehoben und Gräben mit jüngeren Sedimenten verfüllt. Der Kullaberg als südwestlichste Einheit einer Reihe von Grundgebirgshorsten, zu denen auch der Hallandsåsen und Söderåsen gehören, besitzt ein mittelgebirgsartiges Relief, seine Höhenlagen erheben sich rund 100 m über den Meeresspiegel. An zahlreichen küstennahen Aufschlüssen lassen sich die Gesteine der SGR und ihre Kontaktbeziehungen studieren.
Abb. 6: Luftbild der Kullaberg-Halbinsel (Foto: Bertil Hagberg, fotografiert am naturum Kullaberg).Abb. 7: Geologisches Schema der Kullaberg-Halbinsel aus SÖDERLUND et al 2008.
Das Grundgebirge der Kullaberg-Halbinsel besteht im Wesentlichen aus grauen bis rötlichgrauen und meist migmatitisierten Orthogneisen. Gänge und Körper (grün) von Metabasiten (Amphibolite, Granat-Amphibolite und mafische Granulite) durchziehen die Gneise annähernd in N-S-Richtung. Die jüngeren NW-Dolerite (violett; diabase) weisen eine nordwestliche Streichrichtung auf.
Abb. 8: Rotgraue Gneise der SGR am Leuchtturm Kullens Fyr. Die Klüftung folgt der nordwestlich streichenden Bruchtektonik der Sorgenfrei-Tornqvist-Zone, die Foliation und migmatitische Bänderung verläuft in nordsüdlicher Richtung.Abb. 9: Gesteinsschutt aus grauen bis rotgrauen migmatitischen Adergneisen sowie roten Pegmatiten. Bildbreite ca. 60 cm.Abb. 10: Strandgeröll eines migmatitischen Gneises (Breite 12 cm).
Das Gestein ist magnetisch und ein sog. „Järngneis“ (Eisengneis). Järngneise sind in SW-Schweden weit verbreitet und können Magnetit in bedeutender Menge (1-3%) enthalten. Magnetit entsteht als Neubildung unter granulitfaziellen Metamorphosebedingungen.
Abb. 11: Rotgrauer Järngneis mit anhaftendem Handmagneten. Strandgeröll vom Kullaberg.Abb. 12: Ein etwa 1 m breiter Amphibolitgang, diskordant von einem jüngeren roten Pegmatit durchschlagen.
In die Gneise vom Kullaberg sind stellenweise Gänge und Körper von aplitischen Gesteinen und grobkörnigen Pegmatiten eingeschaltet. Sie dürften postkinematisch, also nach der (svekofennischen) Gebirgsbildung entstanden sein, weil sie ein richtungslos-körniges Mineralgefüge und keine Anzeichen einer tektonischen Deformation aufweisen. Die Gesteine ähneln manchmal dem Schonengranulit oder „Flammenpegmatit“ (Abb. 14). Letztere entstanden jedoch unter granulitfaziellen Bedingungen und weisen eine deutliche Foliation auf. Ihr Hauptverbreitungsgebiet liegt etwas weiter nördlich im Gebiet zwischen Halmstad und Falkenberg.
Abb. 13: Verfalteter Gang eines aplitähnlichen Gesteins aus Quarz und rotem Alkalifeldspat in einem grauen Gneis. Höhe des Gangs etwa 20 cm.Abb. 14: Mäßig deformiertes und pegmatitähnliches Gestein mit hellen Quarzen; ähnlich dem Flammenpegmatit, aber ohne plattig ausgewaltzem Quarz.Abb. 15: Pegmatitgang an der Lokalität Silvergrottan. Der etwa 60 cm breite Gang ist auf eine Länge von 15 m begehbar und wurde im Jahre 1561 von dänischen Bergleuten auf der (vergeblichen) nach Silber ausgeräumt.
An der Westspitze der Kullaberg-Halbinsel finden sich innerhalb der rotgrauen Gneise mehrere große Gesteinskörper mit Metabasiten, von fein-, mittel- bis grobkörnigen und meist granatführenden Amphiboliten (<5% Granat) über Granatamphiboliten (>5% Granat) bis mafischen Granuliten. Die Gesteine können weitgehend undeformiert, gneisig, verfaltet oder migmatisiert sein. Abb. 16 zeigt eine größere Intrusion mit einem zentralen Teil aus mafischem Granulit, der zum Rand in einen Amphibolit übergeht.
Abb. 16: Mafischer Gesteinskörper in der Nähe vom Leuchtturm Kullens Fyr.Abb. 17: Übergang eines mafischen Granulits (oben, Gangmitte, braun) in einen schwarzen Amphibolit am Rand der Intrusion; Grenze zu einem rotgrauen Gneis.Abb. 18: Granatführender Amphibolit, Strandgeröll vom Anstehenden. Hauptbestandteile des Gesteins sind Amphibol (schwarz), Plagioklas (weiß) und etwas Granat (rot).Abb. 19: Der Amphibolit (grau) ist im Kontaktbereich zu einem migmatitischem Gneis/Pegmatit (rot) von weißen Schlieren durchsetzt. Bildbreite etwa 3,50 m.Abb. 20: Gleicher Aufschluss; große schwarze Glimmer-Blättchen an der Grenze von Pegmatit und Amphibolit. Bildbreite etwa 40 cm.Abb. 21: Mafischer Granulit in der Mitte des Ganges (s. Abb. 20), Bildbreite etwa 25 cm.Abb. 22: Gleiches Gestein, bei Sonnenschein fotografiert.Abb. 23: Leicht foliierter mafischer Granulit, Strandgeröll vom Anstehenden.Abb. 24: Nahaufnahme der angefeuchteten Oberfläche. Das Gestein besteht aus Granat (rot), Pyroxen (grünlichschwarz), Amphibol (schwarz) und Plagioklas (weiß).
Mafische Granulite sind typische Gesteine der SGR und durch trockene Hochdruck-Metamorphose aus basischen Ausgangsgesteinen hervorgegangen (Basalte oder Gabbros). Plagioklas wird unter granulitfaziellen Bedingungen instabil und wandelt sich an den Korngrenzen zum Pyroxen in Granat um. Dieser bildet Granoblasten in Gestalt kleiner Körner, ebenso wie Klino- und Orthopyroxen, die durch komplexe Mineralreaktionen aus dunklen Mineralen wie Biotit und Amphibol gebildet werden. Mafische Granulite weisen im kleinen Maßstab also ein weitgehend gleichkörniges und richtungsloses Mineralgefüge auf und sind als Granofelse anzusehen, können auf den ersten Blick aber eine gneisartige Textur besitzen, möglicherweise ein Reliktgefüge der Ausgangsgesteine. Wesentlicher Mineralbestand sind Klinopyroxen (grünlich-schwarz), granoblastischer Granat (rot) in winzigen Körnern, Plagioklas (weiß) sowie schwankende Mengen an schwarzem und glänzenden Amphibol, der durch retrograde Metamorphose entstand.
Mafische Granulite entstehen bei 700-800°C und einem Druck von 8-12 Kbar, was einer krustalen Tiefe von 30-45 km entspricht. Die Kruste muss also zum Zeitpunkt der Metamorphose sehr dick und die Ausgangsgesteine entsprechend tief versenkt gewesen sein. Die Exhumierung bzw. der Aufstieg der mafischen Granulite erfolgte offenbar recht schnell, da sie im Allgemeinen nur in geringem Maße retrograd überprägt wurden (Bildung von Amphibol; MÖLLER et al 1996).
Abb. 25: Mafischer Granulit mit weitgehend regellos-körnigem Gefüge; Strandgeröll vom Anstehenden.Abb. 26: Mafischer Granulit, durchschlagen von einem 10 cm breiten Pegmatitgang.
Neben den NS-streichenden Metabasiten, die während der Svekonorwegischen Gebirgsbildung teilweise in mafische Granulite umgewandelt wurden, sind am Kullaberg auch Gänge von jüngeren (permokarbonischen), gänzlich undeformierten und gemäß ihrer vorherrschenden nordwestlichen Streichrichtung als NW-Dolerit bezeichneten Gesteinen aufgeschlossen (s. a. Nordwest-Dolerit von Arild).
Abb. 27: Der Pfeil markiert den Beginn eines NW-streichenden Doleritgangs (NW-Dolerit), der sich bis zum Standort fortsetzt.Abb. 28: Gleicher Doleritgang, von der Küste aus betrachtet; Breite etwa 15 m.Abb. 29: Der kleinkörnige NW-Dolerit vom Kullaberg ist ein recht unscheinbares Gestein. Brandungsgeröll vom Anstehenden.Abb. 30: Der NW-Dolerit wird von migmatitischen Amphiboliten der SGR flankiert.
In flachen Uferbereichen der Felsküste finden sich die anstehenden Gesteine der unmittelbaren Umgebung als Brandungsgeröll (Gneise, Pegmatite, Amphibolite und mafische Granulite).
Abb. 31: Brandungsgerölle am Kullaberg, Bildbreite etwa 90 cm.Abb. 32: Grenze einer pegmatitartigen Partie zu einem grauen Gneis. Strandgeröll, Breite 18 cm.Abb. 33: Ortsfremde Gesteine treten nur vereinzelt auf und fallen schnell ins Auge, wie dieser braune Porphyr mit bläulichen Quarzen (Småland-Vulkanit?). Breite des Steins 12 cm.
Literatur
BINGEN B, NORDGULEN O & VIOLA G 2008 A fourphase model for the Sveconorwegian orogeny, SW Scandinavia – Norwegian Journal of Geology 88, S. 43-72.
MÖLLER C, JOHANSSON L, ANDERSSON J & SÖDERLUND U 1996 Southwest-Swedish Granulite Region – Berichte der Deutschen Mineralogischen Gesellschaft, Beih. z. Eur. J. Mineral. Vol. 8, 1996, No.2.
MÖLLER C, ANDERSSON J, LUNDQVIST I & HELLSTRÖM FA 2007 Linking deformation, migmatite formation and zircon U-Pb geochronology in polymetamorphic gneisses, Sveconorwegian province, Sweden – Journal of Metamorphic Geology 25, S. 727-750.
SÖDERLUND U, HELLSTRÖM FA & KAMO SL 2008 Geochronology of high-pressure mafic granulite dykes in SW Sweden: tracking the P- T-t path of metamorphism using Hf isotopes in zircon and baddeleyite – Journal of Metamorphic Geology 26, 539-560.
SÖDERLUND U, KARLSSON C, JOHANSSON L & LARSSON K 2008 The Kullaberg peninsula – a glimpse of the Proterozoic evolution of SW Fennoscandia – GFF 130, Teil 1, S. 1-10.
VINX R 1996 Granatcoronit (mafischer Granulit): ein neues Leitgeschiebe SW-schwedischer Herkunft – Archiv für Geschiebekunde, Hamburg 1996, Band 2, S. 3-20.
VINX R 1998 Neue kristalline SW-schwedische Leitgeschiebe: Granoblastischer Mafischer Granulit, Halland-Retro-Eklogit und deformierter, bunter Pegmatit – Archiv für Geschiebekunde, Hamburg 1998, Band 2, Heft 6, S. 363-378.
VINX R 2016 Steine an deutschen Küsten; Finden und bestimmen – 279 S., 307 farb. Abb., 5 Grafiken, 25 Kästen, Wiebelsheim (Quelle & Meyer Verl.).
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
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Der Rhombenporphyr ist das bekannteste Leitgeschiebe aus dem Oslogebiet und für jedermann anhand der charakteristischen rhombenförmigen Feldspat-Einsprenglinge leicht erkennbar. Die Farbe der feinkörnigen bis dichten Grundmasse sowie Anzahl und Größe der Einsprenglinge variieren in weiten Grenzen (Abb. 2).
Abb. 1: Rhombenporphyr, Aufnahme unter Wasser. Geschiebe von Hanstholm (Dänemark), leg. T. Brückner.Abb. 2: Rhombenporphyr-Nahgeschiebe von Slagen Tangen (Norwegen); Foto: D. Pittermann. Bildbreite ca. 40 cm.
Das Heimatgebiet der Rhombenporphyr-Geschiebe liegt im Oslograben in Süd-Norwegen. Vor etwa 280 Millionen Jahren stiegen entlang einer langgestreckten tektonischen Dehnungszone (Grabenbruch) magmatische Schmelzen auf. Während einer Phase intensiver vulkanischer Aktivität entstanden zahlreiche und unterschiedlich ausgebildete Lavadecken von Rhombenporphyren. Die Vorkommen setzen sich in südwestlicher Richtung am Boden von Oslofjord und Skargerrak fort. Im Zuge des Magmatismus im Oslograben kam es zur Bildung weiterer intrusiver und effusiver Gesteine, von denen einige aufgrund ihrer besonderen Entstehungsgeschichte sowie einzigartiger petrographischer Merkmale als Leitgeschiebe geeignet sind, u. a. Larvikit, Tönsbergit, Ekerit, Oslo-Basalt, Foyait und Nordmarkit.
Mit dem Aufdringen der Rhombenporphyr-Magmen ist die Entstehung eines Gangsystems aus intrusiven Rhombenporphyren verbunden, das entlang der Küste von Bohuslän in West-Schweden verläuft (KUMMEROV 1954, JACOBI 1997). Dieses Gebiet kommt ebenfalls als Lieferant von Rhombenporphyr-Geschieben in Frage, allerdings ist die Ausdehnung dieser Gänge vergleichsweise gering.
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.
Abb. 3: Rhombenporphyr, polierte Schnittfläche. Geschiebe von Hohenfelde, östlich von Schönberg, Schleswig-Holstein.Abb. 4: Nahaufnahme. Neben rhombenförmigen Anschnitten von Feldspat-Einsprenglingen sind zwei mit Sekundärmineralen (u. a. Calcit und Epidot) verfüllte Blasenhohlräume erkennbar.
2. Beschreibung
Entscheidendes Erkennungsmerkmal der Rhombenporphyre sind die länglichen und manchmal spitz zulaufenden rauten- oder bootsförmigen Anschnitte von Feldspat-Einsprenglingen. Es handelt sich um Mischkristalle von Na-K-Ca-Feldspat, sog. ternären Feldspat, z. B. Anorthoklas (Albit+Orthoklas). Ihre Bildung ist an sehr heiße Magmen gebunden, in denen eine Entmischung der Feldspatkomponenten (Plagioklas und Alkalifeldspat) nicht oder nur unvollständig erfolgt. Diese speziellen Feldspäte sind ein charakteristischer Bestandteil der Vulkanite (und einiger Plutonite) des Oslograbens und von anderen Lokalitäten weitgehend unbekannt (s. u.). Petrographisch handelt es sich beim Rhombenporphyr um Latite, also SiO2-arme Vulkanite mit jeweils 35-65% Alkalifeldspat und Plagioklas. Latite sind das vulkanische Äquivalent der Monzonite.
Die Feldspat-Einsprenglinge weisen gelbliche, bräunliche oder graue Farben auf. Seltener sind blassgrüne, rote oder leuchtend orangefarbene Tönungen. Ihre Länge beträgt zwischen 5-30 mm. Die Feldspäte sind heller (selten dunkler) als die Grundmasse, können aber dunklere Kerne oder andersfarbige dünne Säume besitzen. Die Einsprenglingsdichte ist variabel. Nach OFTEDAHL 1967 lassen sich ein einsprenglingsreicher („klassischer“) Typ mit Feldspäten bis 2,5 cm Länge und ein einsprenglingsarmer Typ mit wenigen und kleinen Einsprenglingen bis 1,8 cm unterscheiden.
Als Folge von Entmischungsvorgängen ist manchmal eine unregelmäßig netz- oder tropfenförmige und wellige „Zeichnung“ in den Feldspäten erkennbar (Abb. 12, 27), die sich von der perthitischen Entmischung der Alkalifeldspäte und der polysynthetischen Verzwilligung der Plagioklase unterscheidet. Die Feldspäte neigen zur Bildung von Zwillingen, Mischkristalle aus mehreren Feldspat-Rhomben sind häufig. Durch Adhäsionskräfte in der Schmelze können die Feldspäte zu Kristallhaufen vereinigt sein (glomerophyrisches Gefüge, Abb. 28).
Neben rhombenförmigen können auch nahezu rechteckige Feldspat-Einsprenglinge auftreten. Eine seltene Variante ist der Rektangelporphyr mit ausschließlich rechteckigen Feldspat-Einsprenglingen und einer sehr feinkörnigen Grundmasse. Dieser Typ wird gelegentlich mit Diabasen verwechselt. Basaltische Gesteine mit rechteckigen Plagioklas-Einsprenglingen (=Diabase) besitzen häufig eine körnige Grundmasse sowie ein ophitisches Gefüge (kleine Plagioklasleisten in der Grundmasse). Die größeren Plagioklase zeigen in der Regel die typische polysynthetische Verzwilligung.
Abb. 5: Rotbrauner Rhombenporphyr; Kiesgrube Kreuzfeld, Aufnahme unter Wasser.Abb. 6: Grünlicher Rhombenporphyr, Geschiebe von Presen/Fehmarn.Abb. 7: Feldspat-Zwillinge in einem Rhombenporphyr aus der Kiesgrube Kröte (Wendland, Niedersachsen).Abb. 8: Anorthoklas-„Drilling“; FO: Westermarkelsdorf/Fehmarn.Abb. 9: Schnittfläche eines grauen Rhombenporphyrs mit dunklen Feldspäten, Aufnahme unter Wasser (FO: Steinbeck/Klütz).Abb. 10: Rhombenporphyr; dunkle Feldspäte mit hellem Saum (Langtangen-Typ); Vigsö-Bucht (Dänemark), Slg. E. Figaj.Abb. 11: Brauner Rhombenporphyr (oder Nordmarkit-Porphyr?) mit körniger Grundmasse und relativ viel dunklen Mineralen. Strandgeröll von Johannistal, Slg. E. Figaj, Aufnahme unter Wasser.Abb. 12: Nahaufnahme.
Die Grundmasse der Rhombenporphyre ist feinkörnig bis dicht. Häufig sind bräunliche Farbtöne, auch mit grünlichem oder orangefarbenem Stich. Rote bis violette und sehr feinkörnige bis dichte Grundmassen finden sich vor allem in pyroklastischen Gesteinen (Abb. 13, 33). Seltener sind grüne, dunkelgraue oder sehr helle Farben (Abb. 42). Durch Verwitterung können die Gesteine oberflächlich stark ausbleichen.
Rhombenporphyre mit erkennbaren Einzelkörnern (über 1 mm) in der Grundmasse entstanden durch eine entsprechend langsame Abkühlung des Magmas und dürften subvulkanische Bildungen oder Gangporphyre sein. Solche intrusiven Typen sind sowohl aus dem Oslogebiet als auch von der westschwedischen Küste (Bohuslän) bekannt und der Herkunft nach nicht unterscheidbar. Für glaziostratigraphische Untersuchungen ist dies auch zweitrangig, da beide Vorkommen im Einzugsgebiet des norwegisch-westschwedischen Gletscherstroms liegen.
Dunkle Minerale sind nur in geringer Menge enthalten und von Hand kaum bestimmbar (Biotit, Augit und Erz nach ZANDSTRA 1988). Etwa ein Fünftel der Rhombenporphyr-Geschiebe reagiert auf einen Handmagneten, etwa jeder zehnte Geschiebefund ist deutlich bis stark magnetisch (statistische Erhebung an RP-Geschieben aus Brandenburg). Häufig sind gefüllte Blasenhohlräume (Mandeln) zu beobachten. Bei einem hohen Anteil an Mandeln kann man von einem Rhombenporphyr-Mandelstein sprechen. Als sekundäre Bildung treten Calcit oder Epidot auf, aber auch Mandelfüllungen mit glasklarem Quarz (Abb. 42).
Neben Porphyren mit weitgehend homogener Grundmasse finden sich blasenreiche Laven (weitgehend ohne Hohlraumfüllungen, meist einsprenglingsarmer Typ, Abb. 30) und aus Pyroklasten zusammengesetzte Vulkanite (Lapillisteine, Lapillituffe oder „Agglomeratlaven“, s. Abb. 13,14, 31-33). In älterer Literatur wurden letztere gelegentlich als „Rhombenporphyr-Konglomerat“ bezeichnet. Der Name sollte jedoch klastischen Sedimentgesteinen mit umgelagerten Vulkanitfragementen vorbehalten sein. Das Rhombenporphyr-Konglomerat (Krogskogen-Konglomerat), ein seltener Geschiebefund, besitzt eine sandige Matrix und enthält neben Klasten von Rhomben- und Quarz-Porphyren klastische Quarze, Sandstein und basaltische Klasten (s. skan-kristallin.de).
Abb. 13: Blasige Rhombenporphyr-Lava, Aufnahme unter Wasser; Steinbeck/Klütz.Abb. 14: Nahaufnahme, Verzwilligung mehrerer rhombischer Feldspat-Einsprenglinge.Abb. 15: Rhombenporphyr-Mandelstein (Hökholz bei Eckernförde).Abb. 16: Rhombenporphyr-Mandelstein von der Vigsö-Bucht (Dänemark), Slg. E. Figaj.Abb. 17: Rhombenporphyr, im unteren Teil eine Tufflage mit Feldspat-Bruchstücken. Polierte Schnittfläche eines Geschiebes von Westermarkelsdorf/Fehmarn (T. Brückner leg.).Abb. 18: Spezielle Rhombenporphyr-Variante mit länglichen Feldspat-Einsprenglingen (Pipenhus-Typ); Geschiebe von Hökholz.Abb. 19: Rhombenporphyr, Pipenhus-Typ, Breite 14 cm. Vigsö-Bucht (Dänemark), Slg. E. Figaj.
Zusammenfassung der unterschiedlichen Ausprägungen bzw. Geschiebetypen von Rhombenporphyren (Abbildungen in JENSCH 2013a und 2013b; allgemeine Beschreibung in HESEMANN 1975, SMED & EHLERS 2002, SCHULZ 2003):
gewöhnlicher Rhombenporphyr: einsprenglingsarmer und einsprenglingsreicher Typ
Rhombenporphyr-Mandelstein (Abb. 13-16)
blasige Laven, Pyroklastika (Lapillisteine, Lapillituffe oder „Agglomeratlaven“, Abb. 13-14, 31-33)
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 auch in Gesteinen aus anderen Regionen auf, die aber kaum mit den Oslo-Gesteinen verwechselbar sind (Vaggeryd-Syenit, Sorsele-Granit, Heden-Porphyr). Einzelne rhombenförmige Plagioklase können in Diabasen enthalten sein.
Anhand der stratigraphischen Verhältnisse im Anstehenden unterscheidet OFTEDAHL 1952, 1967 etwa 30 einzelne Rhombenporphyr-Lagen (s. Proben auf vendsysselstenklub.dk). Seine Einteilung dürfte auf Geschiebefunde jedoch nur eingeschränkt anwendbar und eine entsprechende Zuordnung zu bestimmten RP-Lagen mit großen Schwierigkeiten verbunden sein. Zum einen ist von einer hohen Variationsbreite innerhalb der einzelnen RP-Lagen auszugehen. Auffällige Rhombenporphyr-Varianten müssen nicht an eine bestimmte vulkanostratigraphische Position gebunden sein, da in unterschiedlichen Phasen des Vulkanismus Porphyre mit ganz ähnlichen Merkmalen entstanden sein könnten, vor allem oberhalb der Lage RP15 (JENSCH 2013a: 60). Auch der Vergleich mit Anstehendproben führt zu Irrtümern (MEYER AP 1969). Rhombenporphyr-Lagen können durch frühere Vereisungen bereits vollständig abgetragen sein. Weiterhin ist zu bedenken, dass die Fortsetzung des Vorkommens der Oslo-Gesteine in südlicher Richtung unter Wasser weitere Varianten von Rhombenporphyren geliefert haben könnte.
3. Verbreitung der Rhombenporphyr-Geschiebe
Rhombenporphyre wurden zu verschiedenen Zeiten durch Eisströme vom Oslo-Gebiet in Richtung SSW bis SW über Dänemark und NW-Deutschland nach Süden transportiert (Abb. 21). 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. 20). Der Transportmechanismus (Eisschollendrift, anthropogene Verschleppung) konnte bislang nicht geklärt werden.
Abb. 20: 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. Mehrere Fundberichte liegen auch 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 ausführlich diskutiert (s. a. Abb. 21).
Abb. 21: 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.
4. Funde aus Berlin und Brandenburg
Aus Berlin und Brandenburg konnten in jahrelanger Sammeltätigkeit bislang 82 Rhombenporphyr-Geschiebe zusammengetragen werden (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. 22 zeigt alle Fundpunkte. Hervorgehoben sind Kiesgruben mit der höchsten Fundanzahl. Eine hohe Fundanzahl spricht nicht unbedingt für ein gehäuftes Auftreten, sie könnte auch auf eine entsprechend aktive Sammeltätigkeit zurückzuführen sein.
Abb. 22: 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 brandenburgischen Rhombenporphyr-Geschiebe stammen überwiegend von Lokalitäten mit oberflächennah aufgeschlossenen Ablagerungen der Weichsel-Vereisung. Viele Kiesgruben liegen – nicht zuletzt 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. Diese im südlichen Brandenburg gelegenen Altmoränenhochflächen bieten allerdings auch nur wenige Aufschlüsse. Der Erhaltungszustand der Geschiebe ist im Allgemeinen schlecht: die Grundmassen sind ausgebleicht, die Gesteine stark verwittert, manchmal regelrecht durchgewittert.
Die in SCHNEIDER & TORBOHM 2020 dokumentierten Funde sind ausschließlich Einzelfunde von den Überkornhalden in Kiesgruben. Diese aus sandigen bis kiesigen Horizonten abgetrennte, grobe 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 durch Zählungen aus Tillablagerungen erheben. Jedoch dürften Rhombenporphyre hier auch bei ausdauernder Suche nur sehr selten anzutreffen sein.
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. 22) 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.
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 nicht etwa aus aufgearbeiteten Ablagerungen der Elster-Vereisung stammen, zumal ihre Verbreitungsgrenze zumindest in Sachsen weit westlich der Maximalausdehnung elsterzeitlicher Sedimente liegt (etwa im Raum Grimma, SCHULZ 1973).
Geschiebefunde anderer Gesteine des Oslo-Grabens 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 stammt 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. 23: 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. 24: Brauner Rhombenporphyr, Aufnahme unter Wasser (Kiesgrube Niederlehme).Abb. 25: Rhombenporphyr mit eingeregelten Feldspäten (fluidaler Typ, „RP1“); Kiesgrube Niederlehme.Abb. 26: Rhombenporphyr mit hellen und orangefarbenen Feldspäten, Aufnahme unter Wasser (Kiesgrube Niederlehme).Abb. 27: Rhombenförmiger Feldspat-Einsprengling mit subparallelen, welligen Entmischungslamellen und randlicher Zonierung. Geschiebe aus der Kiesgrube Damsdorf-Bochow bei Lehnin, Slg. D. Lüttich.Abb. 28: Glomerophyrisches Gefüge; zu kleinen Kristallhaufen aggregierte Feldspat-Einsprenglinge. Rhombenporphyr aus der Kiesgrube Hoppegarten, leg. St. Schneider.Abb. 29: Eigens gedrucktes „Festkärtchen“ zum 50. Rhombenporphyr-Fund aus der Umgebung von Fürstenwalde (Sammlung Bennhold, Museum Fürstenwalde).Abb. 30: Blasige Rhombenporphyr-Lava, einsprenglingsarmer Typ. Kiesgrube Teschendorf, leg. St. Schneider.Abb. 31: Lapillistein mit Rhombenporphyr- und Mandelstein-Fragmenten, Aufnahme unter Wasser. Kiesgrube Teschendorf, leg. St. Schneider.Abb. 32: Rhombenporphyr-Lapillistein, polierte Schnittfläche. Kiesgrube Falkenthal, Löwenberger Land.Abb. 33: Rhombenporphyr aus roten und braunen, fest miteinander verbundenen Pyroklasten (pyroklastische Brekzie). 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. 34: Rhombenporphyr-Geschiebe aus SE-Brandenburg (Papproth, Tagebau Welzow-Süd, Niederlausitz).Abb. 35: Rhombenporphyr mit rechteckigen Feldspat-Einsprenglingen (Rektangel-Porphyr); Lesesteinhaufen bei Schlunkendorf, Slg. D. Lüttich.Abb. 36: Fund aus dem Berliner Stadtgebiet; Kiesgrube Spandau, leg. A.P. Meyer, Aufnahme unter Wasser.Abb. 37: Rotgrauer Rhombenporphyr, Kiesgrube Hartmannsdorf bei Berlin.Abb. 38: Graubrauner, deutlich magnetischer Rhombenporphyr mit dunkelgrauen Feldspäten, die von gelben Säumen umgeben sind (Langtangen-Typ, RP14a); Kiesgrube Teschendorf bei Oranienburg.Abb. 39: Rhombenporphyr mit körniger Grundmasse. Kiesgrube Oderberg-Bralitz; Slg. St. Schneider.Abb. 40: Intrusiver Typ mit körniger Grundmasse. Kiesgrube Hoppegarten bei Müncheberg.Abb. 41: Nahaufnahme der nassen Oberfläche.Abb. 42: Heller Rhombenporphyr. Das Gestein enthält runde und transparente Quarzaggregate, vermutlich eine sekundäre Füllung von Blasenhohlräumen. Kiesgrube Borgsdorf/Velten bei Oranienburg, leg. St. Schneider.
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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.
Literatur
HEDSTRÖM H 1894 Studier öfver bergarter från morän vid Visby – Geologiska Föreningens i Stockholm Förhandlingar Serie c, Nr. 139; 16: 247-274, 9 Abb., Stockholm.
COHEN E & DEECKE W 1897 Über Geschiebe aus Neu-Vorpommern und Rügen. Erste Fortsetzung. – Mittheilungen des naturwissenschaftlichen Vereins für Neu-Vorpommern und Rügen zu Greifswald 28 (1896): 1-95, Berlin (R. Gaertner’s Verlagsbuchhandlung Hermann Heyfelder).
HESEMANN J 1975 Kristalline Geschiebe der nordischen Vereisungen – Geologisches Landesamt Nordrhein-Westfalen, S. 137, 138.
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).
